Fizyka Pogody i Klimatu, wiosna 2011, wykład 1

Transkrypt

1 Fizyka Pogody i Klimatu, wiosna 2011, wykład 1 Szymon Malinowski Budowa i skład atmosfery, domieszki, ozon, podział na warstwy. Bilans energetyczny atmosfery, transport ciepła, cyrkulacje atmosferyczne i oceaniczne, cyrkulacja globalna.

2 Atmosfery planetarne a atmosfera Ziemi Wszystkie planety w Układzie Słonecznym są otoczone powłokami gazowymi, tzw. atmosferami. Atmosfery powstały razem z planetami podczas formowania się Układu Słonecznego, a ich obecna postać jest funkcją składu początkowego planety, jej masy, odległości od Słońca oraz historii jej życia. Choć atmosfery planet różnią się pod wieloma względami, mają też pewne cechy wspólne.

3

4

5 Atmosfery oddziałują z powierzchniami swoich planet, wpływają na nie także zjawiska zachodzące na Słońcu. Choć w naszej skali czasu atmosfera Ziemi zmienia się nieznacznie, w geologicznej czy kosmicznej skali zmienność jej składu, cyrkulacji, temperatury jest bardzo duża. Atmosfery planetarne, w tym atmosfera ziemska ziemska ulegają więc ewolucji. Pierwotna atmosfera ziemska powstała prawdopodobnie podczas formowania się naszej planety i innych planet z tzw. dysku akrecyjnego. Składała się głownie z wodoru i metanu obecnych w materii, z której powstała Ziemia. W dalszych etapach ewolucji naszej planety gazy rozpuszczone w magmie wydobywały się z niej zmieniając skład pierwotnej atmosfery. Przypuszcza się, że skład tych gazów był podobny do składu dzisiejszych gazów wulkanicznych (CO2, N2, H2O). Następnie, podczas ochładzania Ziemi, para wodna kondensowała i wypadała w postaci deszczu tworząc hydrosferę. Tlen O2, który jest teraz jednym z głównych składników atmosfery, powstał bądź procesie fotosyntezy po pojawieniu się życia w oceanach, bądź w procesie fotodysocjacji pary wodnej w wyższych warstwach atmosfery pod wpływem promieniowania nadfioletowego. Wodór, powstający w trakcie tego procesu jako najlżejszy składnik gazowy łatwo uciekał w przestrzeń kosmiczną.

6 Atmosfera jest nadzwyczaj cienką w stosunku do rozmiarów globu powłoką gazową pokrywającą kulę ziemską i obracającą się wraz z nią. Jak cienka i delikatna jest atmosfera można sobie łatwo uzmysłowić, porównując ją z hydrosferą. Wszyscy pamiętamy ze szkoły, że ciśnienie atmosferyczne odpowiada 10 metrom słupa wody. Innymi słowy, gdyby powietrze miało taką gęstość jak woda, grubość atmosfery wynosiłaby zaledwie 10m! Ocean, który pokrywa niemal ¾ globu ma średnią głębokość około 3.9 km, co przekłada się na trzykilometrową warstwę wody rozlanej po całej planecie.

7 Własności fizyczne i skład atmosfery Ziemi Atmosfera Ziemi nie jest jednorodna, a jej własności fizyczne silnie zmieniają się z wysokością. Na powierzchni Ziemi średnie ciśnienie na poziomie morza wynosi 1013,25 hpa, gęstość powietrza jest tak duża (około1,2 kg/m3), że dobrze rozchodzi się w nim dźwięk (czyli fala sprężysta), a silny opór aerodynamiczny występuje nawet przy niewielkich prędkościach poruszających się obiektów. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie powietrza gwałtownie maleje i na poziomie około 5 km wynosi już tylko połowę ciśnienia na poziomie morza, na wysokości 20 km spada do 10% wartości na poziomie morza, a na wysokości 100 km do 0, tej wartości. Podobnie spada z wysokością gęstość i o sztucznych satelitach Ziemi orbitujących na trwałych orbitach na wysokości stukilkudziesięciu kilometrów mówi się, że znajdują w pustce kosmicznej. Tak naprawdę satelity te znajdują się w górnych warstwach atmosfery, w których koncentracja cząsteczek gazów atmosferycznych jest niewielka i które nie stawiają praktycznie żadnego oporu poruszającym się obiektom.

8 Całą atmosferę można podzielić na warstwy w zależności od pionowego profilu temperatury na: troposferę, stratosferę, mezosferę i termosferę, lub w zależności od składu chemicznego na: homosferę, w której skład powietrza nie zmienia się z wysokością (z wyjątkiem pary wodnej, ozonu i dwutlenku węgla), oraz heterosferę, w której skład powietrza zmienia się wraz z wysokością; rozróżnia się też warstwy odznaczające określonymi właściwościami fizycznymi czy chemicznymi, tj. ozonosferę, jonosferę, egzosferę, magnetosferę. EGZOSFERA TERMOSFERA JONOSFERA MEZOSFERA OZONOSFERA STRATOSFERA TROPOSFERA

9

10 Atmosfera ziemska to mieszanina gazów z domieszką cząstek stałych i ciekłych (aerozol atmosferyczny). Wśród składników mieszaniny rozróżnia się gazy, których zawartość w mieszaninie nie zmienia się do wysokości kilkudziesięciu kilometrów (składniki trwałe i wolnozmienne), i gazy, których zawartość zależy od procesów zachodzących lokalnie w pewnych rejonach atmosfery. Najbardziej zmiennym składnikiem atmosfery jest woda, która występuje tu we wszystkich trzech stanach skupienia, a jej koncentracja waha się w granicach od 0 do 4%. %20Atmospheric%20Methane.asp

11 Składnik Koncentracja Przeciętny czas przebywania w atmosferze Składniki trwałe Skład powietrza suchego azot N2 78,09% dziesiątki milionów lat tlen O2 20,95% dziesiątki milionów lat argon Ar 0,93% dziesiątki milionów lat gazy szlachetne: hel He, neon Ne, krypton Kr, ksenon Xe 24 ppm* dziesiątki milionów lat Składniki wolnozmienne dwutlenek węgla CO2 390ppm ~100 lat metan CH4 1,5 ppm ok. 3 lata wodór H2 0,5 ppm podtlenek azotu N2O 0,25 ppm Składniki zmienne do 10 ppm w stratosferze, ozon O ppb** w powietrzu czystym, do 500 ppb w powietrzu zanieczyszczonym przy gruncie tlenki azotu NOx od ppb w powietrzu zanieczyszczonym kilka dni amoniak NH3 6 ppb nad lądem 1 4 dni związki siarki (H 2S, SO, SO2) do kilku ppb w powietrzu zanieczyszczonym kilka dni * ppm liczba molekuł danej substancji przypadających na milion molekuł mieszaniny ** ppb liczba molekuł danej substancji przypadających na miliard molekuł mieszaniny

12 Ewolucja atmosfery ziemskiej. Podczas formowania naszej planety 4,5 5 miliardów lat temu gazy rozpuszczone w magmie wydobywały się z niej tworząc pierwotną atmosferę. Przypuszcza się, że skład tej atmosfery był podobny do składu gazów wydobywających się dziś z magmy podczas erupcji wulkanicznych (dwutlenek węgla CO2, azot N2, para wodna H2O). Następnie, podczas ochładzania Ziemi, para wodna kondensowała i wypadała w postaci deszczu tworząc oceany, w których rozpuściły się duże ilości CO2. Tlen O2, który jest teraz jednym z głównych składników atmosfery, powstał bądź w procesie fotodysocjacji H2O (wodór, jako najlżejszy składnik uciekł w przestrzeń kosmiczną), bądź w procesie fotosyntezy przebiegającej w prymitywnych formach życia, które pojawiły się w oceanach. Węgiel zawarty w CO2 został związany w postaci związków organicznych i występuje teraz w skałach osadowych (wapienie, węgiel kamienny i węgiel brunatny). Pozostała woda występuje w oceanach i wodach śródlądowych, jest także, jak wspomniano ważnym składnikiem atmosfery.

13 O ile proporcje głównych składników atmosfery zależą od procesów ewolucyjnych w skali całej planety, o tyle stężenia i proporcje wielu związków chemicznych występujących w atmosferze odznaczają się dużą zmiennością w czasie i przestrzeni. Głównymi źródłami związków siarki, azotu i węgla w atmosferze są procesy spalania i procesy biologiczne (rozkład materii organicznej, oddychanie). Związki te są usuwane z atmosfery wskutek wymywania przez opady oraz procesów chemicznych i biologicznych (pochłanianie przez rośliny, fotosynteza), zachodzących na powierzchni Ziemi. Ich koncentracja w atmosferze jest wynikiem równowagi, jaka ustala się między skomplikowanymi procesami produkcji, transportu, przemian chemicznych oraz usuwania i łatwo może się zmienić. Przyczyny zmian mogą być naturalne (pożary lasów, erupcje wulkaniczne), bądź związane z działalnością człowieka. Na przykład zawartość CO 2, przedostającego się do atmosfery w wyniku spalania paliw kopalnych, wzrosła (mimo rozpuszczania znacznych ilości CO2 w oceanach) w ciągu ostatnich stu lat o około 30% i ciągle (coraz szybciej) wzrasta. Ponieważ dwutlenek węgla odgrywa istotną rolę w powstawaniu efektu cieplarnianego, wzrost jego ilości w atmosferze powoduje zmiany klimatu w skali całego globu.

14 W stratosferze, na wysokości km, znajduje się ozonosfera. Ozon powstaje tam w wyniku reakcji: O2+ O + M O3 + M; gdzie M jest molekułą, która odbiera energię wydzielającą się w tej reakcji. Tlen atomowy O pojawia się w górnych warstwach atmosfery wskutek rozpadu tlenu cząsteczkowego O2 pod wpływem promieniowania nadfioletowego o długości fali mniejszej niż 0,2 mm. Powyżej 50 km reakcja powstawania ozonu zachodzi rzadko z powodu małej koncentracji molekuł. Stratosferyczna warstwa ozonowa zawiera około 97% ozonu atmosferycznego. Jego ilość zależy od ustalenia się równowagi między procesami jego wytwarzania (w przedstawionej wyżej reakcji) i rozpadu. Podstawowa, wywołana czynnikami naturalnymi reakcja rozpadu: O3 + hν O2+ O, gdzie hν oznacza kwant promieniowania nadfioletowego o długości fali 0,2 0,3 μm, chroni powierzchnię Ziemi przed dopływem szkodliwego dla żywych organizmów promieniowania.

15 Inne naturalne reakcje rozpadu ozonu to: - rekombinacja tlenu atomowego i ozonu: O3 + O 2O2; - katalityczna reakcja rozkładu ozonu, np. z udziałem tlenków azotu (wytwarzanych m.in. w procesach organicznych na powierzchni Ziemi): NO + O3 NO2+ O2, NO2+ O NO + O2. Stan równowagi między procesami wytwarzania i rozpadu ozonu zależy od różnych procesów występujących w przyrodzie. Na przykład jedenastoletni cykl aktywności słonecznej prowadzi do fluktuacji całkowitej zawartości ozonu stratosferycznego w granicach 12%. W ostatnich dziesięcioleciach zauważono, że równowaga między wytwarzaniem i rozpadem ozonu została zachwiana wskutek działalności gospodarczej człowieka.

16

17 Jedną z przyczyn spadku zawartości ozonu jest nawożenie gleby związkami azotu, które przedostają się do atmosfery w postaci tlenków azotu, migrują dalej do stratosfery i niszczą warstwę ozonową. Innym antropogennym źródłem tlenków azotu są procesy spalania paliw, m.in. w silnikach spalinowych, nie tylko samochodów, ale i samolotów latających na coraz większych wysokościach. Jednak za podstawową substancję niszczącą ozon uznano chlor, który do stratosfery dostaje się głównie w postaci związków gazów zwanych freonami, używanych do niedawna powszechnie w urządzeniach chłodniczych i aerozolach. Freony, bardzo stabilne w normalnych warunkach, w stratosferze rozkładają się pod wpływem promieniowania nadfioletowego uwalniając chlor, który bierze udział w reakcjach katalitycznych: Cl + O3 ClO + O2, ClO + O Cl + O2; prowadzących do rozpadu ozonu.

18 Reakcje te zachodzą szczególnie intensywnie w okresie wiosennym w strefach okołobiegunowych (po okresie braku dopływu światła słonecznego nocy polarnej), powodując gwałtowny spadek zawartości ozonu nawet o kilkadziesiąt % w stosunku do średniej wieloletniej. Zjawisko to znane jest pod nazwą dziury ozonowej. Charakterystyczny czas przebywania chloru w stratosferze wynosi 5 10 lat, a przeciętny czas migracji freonów z dolnych warstw atmosfery do troposfery wynosi kilkanaście lat;

19 BILANS ENERGII UKŁADU ZIEMIA ATMOSFERA PRZESTRZEŃ KOSMICZNA w okresie 03/ /2004 na podstawie danych satelitarnych, z wykorzystaniem GCM. KOSMOS ATMOSFERA POWIERZ -CHNIA ZIEMI Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009: Earth's Global Energy Budget. Bull. Amer. Meteor. Soc., 90, Brak równowagi: 0.9±0.15W/m2

20 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 ZiemiaAtmosfera) 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)

21 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 transports. J. Climate, 21, )

22 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).

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

24 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.

25

26 Ogólna cyrkulacja atmosfery: Efektywny transport ciepła od równika ku biegunom. Diagram po prawej stronie pokazuje schematycznie efekty ciepła utajonego.

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