Fizyka Procesów Klimatycznych Wykład 2

Transkrypt

1 Fizyka Procesów Klimatycznych Wykład 2 prof. dr hab. Szymon Malinowski Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki Uniwersytet Warszawski malina@igf.fuw.edu.pl dr hab. Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki Uniwersytet Warszawski kmark@igf.fuw.edu.pl

2 Bilans energii NASA

3 Stała słoneczna Keith Gibbs ±1 W/m2 całkowita irradiancja słoneczna = total solar irradiance

4 Jak zmieniał się strumień energii słonecznej? Porównanie najnowszych rekonstrukcji zmienności stałej słonecznej od 1600 roku (Kopp 2014).

5 Albedo powierzchni Ziemi 0,5 0,8 0,05 0,07

6 Albedo powierzchni Ziemi 0,25 0,55

7 Albedo powierzchni Ziemi 0,4 0,7

8 Stan równowagi: Temperatura Efektywna Ziemi R- promień, S- stała słoneczna, A- albedo, ES - energia absorbowana: ES= (1-A)SπR2. Założenie: ciało doskonale czarne. TE temperatura emisyjna EP - emisja energii w podczerwieni: EP= 4πR2σTE4. Założenie równowagi ES= EP (1-A)S/4=σTE4. T E =4 1 A S 4σ To, dla zmiennego S=1362±1 W/m2 i A=0.3 daje TE=254.81±0.05K

9 Ziemia ma atmosferę!

10 Efekt cieplarniany model jednej szyby okno atmosferyczne: 8-14μm

11 Efekt cieplarniany model jednej szyby S/4 AS/4 F (1 A)S F TE4 4 G 2F F (1-A)S/4 TE 255K G TG 303K G TG4 2 TE4 TG 4 2TE

12 ENERGIA W SYSTEMIE KLIMATYCZNYM 1. Strumień energii słonecznej = ¼ stałej słonecznej 1/4*1362W/m2 341W/m2 2. Albedo Ziemi 0.3, zmienne, od 0.9 (śnieg) do 0.07 (ocean) 3. Strumień energii geotermalnej 0.092W/m2 4. Strumień energii ze spalania paliw kopalnych 0.028W/m2 PODSTAWOWE WŁASNOŚCI SYSTEMU KLIMATYCZNEGO 1. Ciśnienie powietrza 1000hPa (10m wody), cp=1004j/kg*k 2. Średnia głębokość oceanów 4000m, cw=4192j/kg*k 3. Ląd tylko cienka warstwa odpowiada na strumienie radiacji 4. Gazy cieplarniane: H2O, CO2, CH4, O3, NOX i wiele innych

13 Uśredniony bilans energii systemu klimatycznego. Wartości w W/m2. W nawiasach zakres niepewności i zmienności.

14 Wymuszanie Radiacyjne (radiative forcing) Zmiana bilansu radiacyjnego w systemie klimatycznym. Dodatnie wymuszanie radiacyjne oznacza, że dane zaburzenie prowadzi do wzrostu energii absorbowanej przez system. Wymuszanie radiacyjne oblicza się ze wzoru: RF=( F - F )zab - ( F - F +)pod [W/m2], gdzie F oraz F oznaczają strumienie radiacyjne promieniowania odgórnego (promieniowanie idące w dół) i oddolnego (promieniowanie idące w górę). Pierwszy nawias opisuje strumień netto w przypadku sytuacji z zaburzeniem, zaś drugi strumień netto przypadku niezaburzonym (podstawowym). Wymuszanie radiacyjne może być zdefiniowane na dowolnej wysokości w atmosferze wówczas opisuję zmianę bilansu radiacyjnego w atmosferze po niżej tej wysokości. Najczęściej definiuje się je na górnej granicy atmosfery (wówczas odnosi się do całej kolumny pionowej powietrza), na wysokości tropopauzy lub na powierzchni Ziemi.

15

16 Odpowiedz systemu klimatycznego na wymuszanie radiacyjne. System klimatyczny poddany zaburzeniu będzie ewoluował w kierunku nowego stanu równowagi. Dla niewielkich zaburzeń nowy stan może być wyznaczony ze wzoru: DT=a*RF gdzie DT opisuje zmianę temperatury pomiędzy nowy stanem równowagi a stanem podstawowym, DF jest wymuszaniem radiacyjnym, zaś a jest współczynnikiem wrażliwości na zmiany klimatyczne [KW-1m-2]. Parametr ten opisuje odpowiedz systemu na zaburzenia radiacyjne uwzględniając wszystkie sprzężenia zwrotne występujące w układzie. Zakładając pewien typ zaburzenia w modelu klimatu wyznacza się równowagową wartość temperatury powietrza. Znając wartość odpowiadającą mu wymuszania radiacyjnego wyznacza się parametr a. Często przyjmuj się ze współczynnik wrażliwości na zmiany klimatyczne to około [KW-1m-2}. Rozważając przypadek podwojenia koncentracji CO2 w atmosferze możemy oszacować wymuszenia radiacyjne związane z tym zaburzeniem na około 4 co przy współczynniku a=0.6 prowadzi do zmian temperatury na poziomie około 2.4 K.

17 Czułość klimatu (równowagowa) Equilibrium Climate Sensitivity (ECS) ΔT2xCO2 zmiana globalnej średniej temperatury powierzchni Ziemi, gdy po podwojeniu koncentracji CO2 ukształtował się nowy stan równowagi

18 ΔT2xCO2 Każde podwojenie koncentracji CO2 wprowadza taką samą zmianę!

19 według V raportu IPCC równowagowa czułość klimatu to 1,5 4,5 C Najprawdopodobniej: 3 C

20 Przejściowa odpowiedź klimatu (Transient Climate Response TCR) ΔT2xCO2( ) 2xCO2 zmiana globalnej średniej temperatury powierzchni w czasie, w którym koncentracje CO2 podwoiły się, rosnąc w tempie 1% rocznie

21 według V raportu IPCC przejściowa odpowiedź klimatu wynosi: 1-2,5 C

22 Gdzie gromadzi się nierównowagowa nadwyżka energii?

23 Palmer, M.D., Current Climate Change Reports, 3, 78-86, 2017.

24 Zmienność w dopływie energii słonecznej w cyklu rocznym w funkcji szerokości geograficznej.

25 Przykład: LIPIEC zima na półkuli południowej.

26 Bilans promieniowania - dopływu i odpływu ciepła w skali całej planety w stanie stacjonarnym jest bliski równowagi. Gdy nie ma równowagi Ziemia ogrzewa się lub stygnie. Lokalne zmiany w bilansie (wewnątrz układu Ziemia-Atmosfera) mogą zachodzić bez zmian w dopływie energii z zewnątrz, wyłącznie wskutek zmienności własności atmosfery zawartości gazów cieplarnianych, aerozoli, chmur oraz tzw. mechanizmów redystrybucji (w pionie - konwekcja, cykl hydrologiczny i po powierzchni globu - cyrkulacje atmosferyczne, prądy morskie, przewodnictwo cieplne w głąb gruntu). Mechanizmy transferu energii za pośrednictwem promieniowania wraz procesami redystrybucji energii kształtują pogodę i klimat (wieloletnie statystyki pogody). Bilans promieniowania słonecznego i podczerwonego w zależności od szerokości geograficznej. Tam gdzie występuje nadwyżka (Surplus) promieniowania słonecznego planeta ogrzewa się (średnio) wskutek pochłaniania promieniowania. Tam gdzie przeważa emisja promieniowania podczerwonego (Deficit), przeważa chłodzenie. Cyrkulacje atmosferyczne i prądy morskie przenoszą ciepło od obszarów z nadwyżką bilansu promieniowania do obszarów z deficytem. (rysunek: Encyclopedia of The Earth)

27 Powierzchniowe prądy morskie. Kolorami oznaczono względną temperaturę wody: czerwień - prąd ciepły, błękit - prąd chłodny. Cyrkulacja termohalinowa w oceanach, wpływająca na temperaturę i zasolenie wody w poszczególnych rejonach. Czerwonymi liniami oznaczono powierzchniowe prądy morskie (surface current), kształtowane przez wiatry. W miarę zbliżania się do biegunów, woda niesiona prądami powierzchniowymi stygnie i zaczyna opadać na dno (deep water formation). Zróżnicowanie w temperaturach i zasoleniu napędza głębokie prądy oceaniczne (niebieskie linie, deep currents).

28 Cyrkulacja termohalinowa: wielka pętla Powstawanie solanki podczas zamarzania wody morskiej

29 Ogólna cyrkulacja atmosfery odpowiada za transport ciepła i wilgoci w skali globu.

30 Ciepło jest przenoszone w atmosferze w postaci jawnej i utajonej. To ostatnie związane jest z przemianami fazowymi parowaniem i skraplaniem wody. Wyparowanie 1 litra wody zabiera z powierzchni morza, roślin czy gruntu ~2500 KJ energii. Para wodna jest gazem, jednym ze składników powietrza, i jako taka jest unoszona przez cyrkulacje atmosferyczne. Energia pobrana w procesie parowania podgrzewa powietrze w procesie kondensacji pary wodnej. Utajone ciepło parowania przenosi 20-25% całkowitego strumienia energii od szerokości podzwrotnikowych do podbiegunowych. Nieco mniejsze są ilości ciepła przenoszone adwekcyjnie: przez prądy morskie (rzędu 15-20%) oraz przez ruch ciepłych mas powietrza w kierunku biegunów i chłodnych w kierunku równika. Procesy związane z absorpcją i emisją promieniowania (ochładzanie i ogrzewanie) oraz przenoszeniem ciepła w postaci jawnej i utajonej zachodzą w różnych skalach przestrzennych i czasowych: przy powierzchni Ziemi w przeciągu kilku minut (gdy chmura zasłania słońce przestaje dopływać energia słoneczna), w cyklu dobowym (proszę obejrzeć sobie fluktuacje temperatury i strumienie energii słonecznej i promieniowania podczerwonego mierzone w naszym punkcie pomiarowym: zakładka Radiometers), zmiany pogody w skali dni i tygodni, zmienność warunków atmosferycznych z roku na rok.

31 Komórka Hadleya i strefa zbieżności równikowej.

32 Prądy strumieniowe (jet-streams). W obszarze objętym zmienia się charakter transportu ciepła...

33 Tworzenie się układów wysokiego i niskiego ciśnienia: transport ciepła ku biegunom przez wiry o osi pionowej w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Przykład: rozkład temperatur na poziomie 850 hpa. Projekcja mapy od strony bieguna północnego. Należy zauważyć języki zimnego powietrza rozpełzające się wokół bieguna.

34 Mechanizmy transportu ciepła od równika do biegunów w atmosferze: W tropikach: wielkoskalowa cyrkulacja związana z minimalizacją energii potencjalnej, cyrkulacja monsunowa, Komórki Hadleya i Walkera. W wyższych szerokościach: Wiry baroklinowe (wyże i niże i związane z nimi fronty oraz quasi-stacjonarne fale planetarne, na pókuli północnej: Aleutian Low, Siberian High, Icelandic Low.

35 CERES- ocena strumieni energii na szczycie atmosfery (PW) globalnie oraz nad oceanem (lewy panel) i nad lądem (prawy panel). Fasullo and Trenberth, 2008a.

36 Roczne rozkłady strumieni energii transportowanej na północ: a całkowitej, b transportowanej przez atmosferę, c transportowanej przez ocean, oraz średnia roczna d, obliczone na podstawie obserwacji satelitarnych i symulacji globalnych (szare obszary na panelu d niepewność w zakresie ±2σ ). Jednostki petawaty (1015 W). Fasullo, J. T., and K. E. Trenberth, 2008: The annual cycle of the energy budget. Part II: Meridional structures and poleward tr ansports.

37 1. Globalne ocieplenie postępuje,arktyka ociepla się szybciej niż reszta świata. 2. Lód w Arktyce się topi, nie ma warstwy oddzielającej cieple wody oceaniczne od atmosfery. 3. Mniejsze różnice temperatur między równikiem i biegunem słabszy i bardziej stabilny front polarny. 4. Bardziej stacjonarne układy wyżów, przeważa cyrkulacja południkowa. 5. Dłuższe epizody chłodów i/lub ciepła. Globalne ocieplenie nie oznacza braku epizodów mrozu i śniegu zimą, szczególnie w drugiej jej części.