Klimat i bilans energetyczny Mikołaj Szopa
Na podstawie swoich obserwacji badacze atmosfery proponują bardzo uproszczone modele bilansu energetycznego między powierzchnią i atmosferą ziemską.
Albedo jest to stosunek ilości promieniowania odbitego do padającego na daną powierzchnię
Duża część, bo ok. 70% docierającej do powierzchni Ziemi energii słonecznej, steruje procesami obiegu wody w cyklu hydrologicznymi.
Przepływ ciepła na Ziemi Ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi, jest nierównomiernie rozłożona na całej jej powierzchni. Wynika to z faktu: nachylenia osi obrotu Ziemi do płaszczyzny ekliptyki, większego nagrzewania obszarów w pobliżu równika (niskie szerokości geograficzne), zwiększonego odbicia i zmniejszonego pochłaniania światła słonecznego w wyższych szerokościach geograficznych. Cyrkulacja atmosferyczna
Rzeźba dna oceanicznego
Pionowy rozkład temperatury wody w oceanie Temperatura wody jest kolejnym istotnym parametrem hydrologicznym pozwalającym na dokonanie strukturalnego podziału wód oceanicznych. Głównym źródłem dostarczania ciepła do oceanu światowego jest promieniowanie słoneczne. Ze względu na kryterium temperaturowe, wody podzielono na wody powierzchniowe i głębinowe, oddzielone warstwą termokliny. Termoklinę stanowi warstwę wody, w której występuje duży gradient zmiany temperatury z głębokością.
Dynamika wód oceanicznych Falowanie morza
Podział fal morskich dotyczy głębokości akwenu, po którym fale się przemieszczają. W tym wypadku fale dzielimy na tarcia cząsteczek wody o dno, prędkość fali i jej długość ulegają zmniejszeniu
Fale wiatrowe Fale wiatrowe są to fale powstające w wyniku oddziaływania wiatru z powierzchnią morza. Na tworzące się fale działa siła grawitacji, stabilizująca cały układ. Kiedy długość fal kapilarnych przekroczy 1,47 cm, stają się one falami grawitacyjnymi. Dzieje się tak przy prędkości wiatru ok. 6 7 m/s.
W falach wiatrowych głębokowodnych, cząsteczki wody zataczają okręgi wokół położenia równowagi. Na podstawie teorii fal o małej amplitudzie, można wyznaczyć średnicę ich orbit ze wzoru średnica orbit zmniejsza się wraz z głębokością
W przypadku fal płytkowodnych, gdzie zaczyna działać siła tarcia o dno. Cząsteczki powierzchniowe zaczynają zataczać elipsy, ze średnicami pionowymi równymi wysokości fali i wydłużonymi średnicami poziomymi. Przy samym dnie mamy jedynie do czynienia z poziomym ruchem cząsteczek ruchem oscylacyjnym.
Skala Beauforta siły wiatru i stanu morza.
Fale baryczne Fale baryczne są falami powstającymi wskutek szybkiego przemieszczania się nad danym akwenem układów barycznych przeważnie niżów. W zasięgu obszaru obniżonego ciśnienia, następuje podniesienie lustra wody, co powoduje powstanie fali barycznej. Szacuje się, że przy spadku ciśnienia o 1 hpa w stosunku do ciśnienia odniesienia 1013 hpa, poziom lustra wody podnosi się o 1 cm (Trzeciak, 2000). Obszar niskiego ciśnienia docierając do lądu, może spowodować spiętrzenie wody dochodzące nawet do kilku metrów.
Fale sejsmiczne (tsunami) Swobodne fale sejsmiczne są falami długimi o długości średnio od 100 do 200 km, poruszającymi się z dużą prędkością. Na otwartym oceanie wysokość fali tsunami jest niewielka, zaledwie kilka centymetrów często niezauważalna. Docierając do brzegu fala zwalnia i wypiętrza się, zwiększając swoją wysokość do kilkudziesięciu metrów.
Wysokość pływów
Prądy wiatrowe Prądy wiatrowe powstają wskutek powstających naprężeń ścinających na styku woda wiatr, oraz napierania wiatru na nawietrzną stronę fal. Prądy wiatrowe sięgają do głębokości ok. 200 m Wraz z głębokością ich siła jak i kierunek ulegają zmianie. Zjawisko to przedstawia spirala Ekmana Spirala Ekmana, model obrazujący jednorodny słup wody wprawiony w ruch przez wiatr wiejący nad powierzchnią wody. Przypowierzchniowe masy wody znajdujące się pod działaniem dwóch sił: siły tarcia wiatru wprowadzającego je w ruch postępowy i skierowanej w prawo (na półkuli północnej) siły Coriolisa.
Chmury
Pogoda i klimat. Pogoda chwilowy stan atmosfery opisywany przez wielkości fizyczne takie jak: temperatura powietrza, ciśnienie atmosferyczne, wilgotność, natężenie promieniowania słonecznego, prędkość i kierunek wiatru, stopień i rodzaj zachmurzenie, opady itd. Klimat charakterystycznych dla danego obszaru przebieg warunków atmosferycznych określony na podstawie długoletnich (minimum 30-sto letnich) obserwacji. Różnice pomiędzy pogodą a klimatem doskonale opisuje zdanie: Climate is what you expect, weather is what you get".
Klimat - definicja fizyczna W ujęciu fizycznym klimat zdefiniowany jest poprzez statystykę stanów atmosfery. Klimat definiuje się przez pojęcia statystyczne takie jak średnia, wariancja, odchylenie standardowe, momenty wyższych rzędów, kwantyle czy funkcję gęstości prawdopodobieństwa. Znajomość statystki stanów atmosferycznych pozwala nam określić jakich warunków atmosferycznych należy oczekiwać w danym okresie czasu, np. jakie jest prawdopodobieństwo, że średnia temperatura jakiegoś miesiąca w przyszłości będzie w przedziale od -3 do -4oC. Można to zrobić przy założeniu, że funkcja gęstości nie zmienia się w czasie (brak zmian klimatycznych). Z matematycznego punktu widzenia oznacza to, że mamy do czynienia ze stacjonarnym procesem losowym.
Temperatury latem w Europie po 1500 roku
Przykład: zmiany w rozkładzie temperatur Częstość wzrost wariancji Częstość wzrost średniej chłodno średnio ciepło chłodno średnio Częstość wzrost średniej i wariancji chłodno średnio ciepło ciepło
częstość Przykład: zmiany w rozkładzie intensywności opadów słabe umiarkowane silne
Anomalie pogodowe i klimatyczne Czyli odchylenie od wartości średniej (przeciętej) Pojęcie to stosowane jest często do analizy zmienności warunków pogodowych Z definicji tej wielkości wynika, że praktycznie każdego dnia doświadczamy anomalii pogodowych Czy anomalie pogodowe świadczą o zmianach klimatu? Nie, gdyż anomalie są naturalnie związanie z klimatem Dopiero gdy anomalia utrzymuje się przez odpowiedni długi okres czasu (30 lat) może to świadczyć o zmianach klimatycznych. Wówczas nie mówimy już o anomalii pogodowej lecz anomalii klimatycznej
Anomalie pogodowe i klimatyczne
Anomalie c.d. Czy chłodne lato jakiegoś roku może dowodzić, że nie mamy do czynienia z globalnym ociepleniem? Czy śnieżna i mroźna zima jakiegoś roku może być dowodem na brak globalnego ocieplenia? Odpowiedz na te pytania nasuwa się sama gdy przeanalizujemy rozkłady prawdopodobieństwa temperatury.
http://www.skepticalscience.com/review-rough-winds-extreme-weather-climate-change-james-powell.html
Dygresja: Oscylacja Północno-Atlantycka NAO Faza dodatni łagodne ale dynamiczne zimy w Polsce Faza ujemna surowe zimy w Polsce Indeks NAO został zdefiniowany w latach 20. XX w. przez Gilberta Walkera z wykorzystaniem południkowej znormalizowanej różnicy ciśnienia atmosferycznego między dwoma quasistacjonarnymi układami barycznymi Wyżem Azorskim i Niżem Islandzkim
Indeks NAO
Czy możemy przewidywać zmiany klimatyczne gdy nie potrafimy przewidzieć pogody na kilka tygodni na przód? Modele klimatu mają bardzo podobną strukturę do modeli prognozujących pogodę na kuli ziemskiej, ale są od nich mimo wszystko różne. W prognozie pogody symulacje są dosyć krótkie - maksymalnie kilka dni. Modele prognozy pogody wymagają bardzo precyzyjnych danych początkowych - zazwyczaj obserwacji ze stacji synoptycznych połączonych z asymilacją danych. Modele prognozy są robione zazwyczaj na znacznie gęstszej siatce Mimo, że prognozy numeryczne pogody po kilku dniach tracą dokładność to nie znaczy, że symulacje klimatu są niedokładne. Dzieje się tak dlatego, ponieważ w problemie klimatu istotne są wartości statystyczne (średnie, trendy itd.).
System klimatyczny System klimatyczny to złożony układ składający się z pięciu elementów: atmosfera, hydrosfera, kriosfera, biosfera i powierzchnia ziemi w którym zachodzą interakcje między nimi. System klimatyczny jest pod wpływem wewnętrznej dynamiki oraz zewnętrznych zaburzeń (np. aktywność Słoneczna).
słabe rozpraszanie promieniowania intensywne rozpraszanie promieniowania atmosfera
Skład atmosfery gazy stałe Gaz Symbol % objętości Dlaczego ważny? Azot N2 78,08 Tlen O2 21 Argon Ar 0,9 biosfera Pochłanianie UV, oddychanie Gaz nieaktywny, właściwie nieistotny
Skład atmosfery - Gazy zmienne Gaz Symbol Para wodna H2O 0-4 Dwutlenek węgla CO2 0,036 Metan CH4 0,00017 Tlenek azotu N2O 0,00003 Gaz cieplarniany Ozon O3 0,000004 Warstwa ozonowa, pochłania UV 0,000001 Budżet energii; tworzenie chmur Cząstki stałe (pyły, sadze), tzw aerozole % objętości Dlaczego ważny? Transport ciepła, gaz cieplarniany, uczestniczy w tworzeniu różnych zjawisk (chmury) Gaz cieplarniany, biosfera (fotosynteza) Gaz cieplarniany, bardziej wydajny niż CO2
Rozkład śladowych gazów w atmosferze Homosfera z<100 km Heterosfera z>100 km
Podział atmosfery
Hydrosfera Hydrosfera - jedna z geosfer, ogół wód na Ziemi - wody podziemne, powierzchniowe wraz z rzekami, jeziorami, lodowcami, morzami i oceanami, a także parą wodną w powietrzu. Hydrosferę można podzielić na dwie części: oceanosferę i wody na lądach. W większości hydrosferę tworzą wody słone, bo aż 97.5%. Słodka woda to 2.5 %. 2/3 wody słodkiej skoncentrowane jest w lodowcach, trwałej pokrywie śnieżnej i wiecznej zmarzlinie w Antarktyce, Arktyce i w wysokich górach. Pozostała część wody słodkiej przypada na wody podziemne, jeziora, rzeki.
Oceany Wody słone to główne oceany. Pokrywają one 70.8% powierzchni Ziemi. Przy czym na półkuli południowej pokrywają 81% a na północnej 61%. Średnia głębokość to 3711 metra. Średnie zasolenie wód wynosi ok. 35 i waha się w granicach: 34.5 w okolicach równika, 38 w strefie około zwrotnikowej, 30 w strefie okołobiegunowej.
Struktura pionowa oceanów warstwa mieszania warstwa przejściowa termoklina głębia oceaniczna
Różnice pomiędzy oceanem a atmosferą Woda ma około 4 większą pojemność cieplną Masa całej atmosfery jest równoważna około 10-cio metrowej warstwie wody. Atmosfera podgrzewana jest (przez promieniowanie słoneczne) od dołu (od powierzchni Zimie) podczas gdy woda podgrzewana jest od góry. Ma to znaczenie dla rozwoju konwekcji w atmosferze i oceanach.
Interakcje pomiędzy atmosferą a oceanem Wymiana: energii pędu pary wodnej dwutlenku węgla soli morskiej (produkcja aerozolu morskiego)
Kriosfera powłoka lodowa obejmująca warstwę od górnej troposfery do dolnej granicy gruntów przemarzniętych (wieloletniej zmarzliny). do kriosfery należą lody: morskie, lodowców, lądolodów, wieloletniej zmarzliny i śniegi występujące stale w wysokich górach i na obszarach okołobiegunowych oraz okresowo na znacznych obszarach strefy umiarkowanej. kriosfera wchodzi w ścisły związek z litosferą, atmosferą i hydrosferą lodowce pokrywają dziś ok 10-11% powierzchni wszystkich lądów gdyby stopiła się cała kriosfera poziom oceanu podniósł by się o około 70m (wg National Snow and Ice Data Center)
Rola kriosfery w systemie klimatycznym wpływa na poziom światowego oceanu wpływa na bilans energii (wysokie albedo śniegu i lodu) wpływa na cyrkulację oceaniczną w wysokich szerokościach geograficznych być może wpływa na cyrkulację atmosferyczną w niskich szerokościach (np. monsun letni w Indiach)? bierze udział w szeregu sprzężeń zwrotnych w systemie klimatycznym
Biosfera Strefa kuli ziemskiej zamieszkana przez organizmy żywe, w której odbywają się procesy ekologiczne. Biosfera obejmuje powietrze, ląd i wodę. Biosfera obejmuje około: 4 km n.p.m. - atmosfera 300 m p.p.m. hydrosfera 40 cm w głąb ziemi - litosfera
Rola biosfery w systemie klimatycznym Obieg węgla, produktywności biosfery Wpływ na bilans energii, wymianę pary wodnej (transpiracja) Emisja DMS będącego prekursorem aerozoli
Rola litosfery w systemie klimatycznym Rzeźba powierzchni Ziemi i jej budowa wpływają na przebieg procesów zachodzących w atmosferze i hydrosferze (głównie cyrkulacja) różnicując strefowy układ tych elementów środowiska Litosfera ma wpływ na bilans energetyczny planety (poprzez albedo). Strumień ciepła geotermalnego litosfery ma zaniedbywalny wpływ na globalny bilans energetyczny!
Procesy klimatyczne To procesy fizyczne zachodzące w atmosferze i oceanach prowadzące do zmian klimatu. Determinują one 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 zmniejszają (sprzężenie ujemne) zmiany w układzie wywołane pierwotnym zaburzeniem.
Model klimatu - zerowe przybliżenie bez atmosfery Fo stała słoneczna R R2Fo stała słoneczna 4 R2σT4 T R2Fo A A - planetarne albedo stosunek strumienia promieniowania odbitego do padającego.
Pojęcie temperatury efektywnej W rzeczywistych warunkach albedo planetarnego wynosi około 30% (A=0.3) a równowaga radiacyjna określa średnią temperaturę efektywną. Te = 4 Fo ( 1 A) 255K 4σ Temperatura efektywna jest niższa od średniej temperatury panującej obecnie na przy powierzchni Ziemi o około 33 K. Jest to temperatura, jaką miałaby Ziemia przy braku atmosfery ale przy założeniu rzeczywistego albeda planetarnego. Zakładając albedo planetarne na poziomie 12% temperatura ta wynosi około 270 K (różnica 18K) Głównym zjawiskiem odpowiedzialnym za wyższą temperaturę na Ziemi jest efekt cieplarniany. Temperatura efektywną określa temperaturę warstwy atmosfery, która efektywnie wypromieniowanie energię w kosmos. Jeśli założyć, że atmosfera jest przeźroczysta dla promieniowania to temperatura efektywna określa temperaturę powierzchni Ziemi.
Porównanie najbliższych planet
Model klimatu - zerowe przybliżenie z atmosferą Ponieważ mamy atmosferę promieniowanie emitowane przez powierzchnię Ziemi jest przez nią częściowo absorbowane i remitowane. Fo stała słoneczna atmosfera σte4 T R2Fo A efektywna emisja w kosmos
Kilka uwag do modelu Obecnie albedo samej powierzchni Ziemi wynosi około 14% jednak gdyby na Ziemi było o 33 K chłodniej (temperatura powietrza byłaby równa temperaturze efektywnej) znacząco zwiększył by się zasięg lodowców i pokrywy śnieżnej co wpłynęłoby na wyższe albedo. Przedstawiono model opisu systemu klimatycznego widzianego z kosmosu. Przytoczony bilans energii na górnej granicy atmosfery mimo, że nie uwzględnia atmosfery jest dokładnie taki sam jak w przypadku atmosfery.
Zmienność albeda Ziemi na górnej granicy atmosfery
Średnie dobowa wartość promieniowania słonecznego na szczycie atmosfery jako funkcja szerokości geograficznej i miesiąca. Linia przerywana oznacza szerokość geograficzną gdzie występuje górowanie Słońca (Hartmann, 1994).
Bilans radiacyjny na górnej granicy atmosfery
Chwilowa wartość bilansu radiacyjnego nad Polską w czasie nocy.
Średnia roczna wartość energii promieniowania słonecznego absorbowanego przez układ Ziemia-Atmosfera, energia emitowane (promieniowanie długofalowe) oraz ich wartość netto (Hartmann 1994). Średnia roczna wartość energii transportowanej w kierunku północnym potrzebna do zrównoważenia bilansu radiacyjnego pomiędzy równikiem a biegunem. Linia ciągła oznacza bilans radiacyjny na szczycie atmosfery, linia przerywana w atmosferze zaś kropkowana w oceanie (Zhang Rossow, 1997). 67
Bilans radiacyjny w atmosferze jest ujemny co oznacza, że mamy tam do czynienia z innym źródłem energii, który równoważy wychładzanie radiacyjne.
Równowaga radiacyjno-konwekcyjna W czasie konwekcji następuje transport pary wodnej, która w pewnych warunkach może kondensować. W czasie tego procesu wydzielane jest ciepło przemiany fazowej, które jest istotnym źródłem energii w dolnej atmosferze. Mówimy o transporcie ciepła utajonego. Tak, więc transport ciepła od powierzchni do atmosfery zmniejsza spadek temperatury z wysokością. Ustala się stan równowagi zwanej równowagą radiacyjno-konwekcyjną. Średni spadek temperatury z wysokością wynosi w tym przypadku 0.65oC na każde 100 metrów.
Przy braku konwekcji mielibyśmy do czynienia z równowagą radiacyjną, która ustaliła by pionowy spadek temperatur z wysokością znacznie większy niż 10o na 1km.
Profile temperatury z wysokością przy założeniu równowagi radiacyjnej oraz różnego składu atmosfery.
Czy jednak w całej kolumnie atmosfery występuje ujemny bilans radiacyjny? Po wyżej troposfery bilans jest w przybliżeniu zerowy co oznacza, że mamy tam równowagę radiacyjną. Pochłanianie promieniowania UV przez ozon i tlen równoważy wypromieniowanie energii w kosmos.
Zmiany temperatury z wysokością Za spadek temperatury z wysokością odpowiadają własności optyczne atmosfery. Gdyby w dolnej troposferze występował gaz znacząco absorbujący promieniowanie słoneczne spadek temperatury z wysokością byłby znacznie mniejszy a w konsekwencji występowałyby słabsze ruchy konwekcyjne, mniejsze opady itd. Silna absorpcja promieniowania przez ten gaz minimalizowałaby ubytek ciepła wynikający z emisji promieniowania w kosmos. Tak, więc niepotrzebny byłby tak duży transport ciepła od powierzchni ziemi za pośrednictwem konwekcji.
Metoda wyznaczania równowagi radiacyjnej Korzystając z modelu transferu radiacyjnego wyznaczamy strumienie radiacyjne dla założonego stanu atmosfery (profile termodynamiczne, profile podstawowych gazów atmosferycznych, albedo powierzchni ziemi) Liczymy dywergencje strumienia netto i wyznaczamy tempo zmian temperatury powietrza w [K/dobę] dla każdej pionowej warstwy atmosfery Ustalając krok czasowy na 1 dobę, liczymy nowy profil temperatury powietrza w atmosferze, a następnie przy użyciu modelu transferu radiacyjnego nowe strumienie itd. Po uzyskaniu zbieżności otrzymujemy profil temperatury odpowiadający równowadze radiacyjnej
Metoda wyznaczania równowagi radiacyjnokonwekcyjnej W tym przypadku poza modelem transferu radiacyjnego musimy dysponować modelem konwekcji, który określi strumienie ciepła odczuwalnego oraz utajonego. Procedura wyznaczenia profilu temperatury odbywa się podobnie do przypadku równowagi radiacyjnokonwekcyjnej.
Wymuszenie radiacyjne wymuszenie NTOA( A, Teff, T) Fo stała słoneczna Fo/4 TeffσT4 A /4 A - planetarne albedo W stanie równowagi: Fo (1-A)/4=Teff T4
Rozpatrzmy bilans promieniowania na górnej granicy atmosfery, gdzie strumień netto N wyraża się wzorem N = (1 A) FS FL W stanie równowagi radiacyjnej średnia wartość (uśredniona po czasie charakterystycznym dla skali zmian klimatu) strumienia netto wynosi zero N >0 Badania pokazują, że system klimatyczny nie jest w równowadze. Odchylenie od tego stanu jest bardzo małe i wynosi dziesiętne części procenta promieniowania słonecznego dochodzącego do Ziemi. W pierwszym przybliżeniu OLR może być zapisany jako funkcja temperatury powierzchni Ziemi Ts w postaci FL(Ts)=Teff Ts4 gdzie Teff jest efektywną transmisją promieniowania długofalowego w atmosferze i zależy głównie od całkowitej zawartości pary wodnej oraz CO2 w pionowej kolumnie powietrza.
Rozważmy małe zaburzenie od stanu równowagi, dla którego strumień netto na górnej granicy atmosfery zmienia się od wartości N(Ts) do N(Ts)+ N. Zakładamy, że układ Ziemia-Atmosfera osiąga nową quasi-równowagę. Nowy stan może być zapisany jako suma wymuszenia radiacyjnego N oraz odpowiedzi atmosfery zgodnie ze wzorem N ΔN + ΔTs = 0 Ts Zmiany temperatury powierzchni Ziemi wywołane wymuszaniem radiacyjnym możemy zapisać w postaci ΔTs = αδn gdzie oznacza współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne i wyraża się wzorem N α = T s 1
Na podstawie wzoru na strumień netto na górnej granicy atmosfery współczynnik ten można przedstawić w postaci FL Fs ( 1 A) α = Ts Ts 1 Zauważmy, że zdefiniowane powyżej zmiany temperatury powierzchni Ziemi związane są bezpośrednio z wymuszeniem radiacyjnym N. Pośredni efekt związany jest z procesami zależnymi od temperatury powierzchni Ziemi, które mają charakter pozytywnych lub negatywnych sprzężeń zwrotnych. Dla przykładu wzrost temperatury powierzchni Ziemi wzmaga ewaporację, prowadząc w ten sposób do wzrostu wilgotności wzmacniającego efekt cieplarniany.
Bardziej realistyczny model systemu klimatycznego uwzględnia, że pochłonięty przez układ Ziemia-Atmosfera strumień promieniowania słonecznego oraz strumień promieniowania długofalowego emitowany w przestrzeń kosmiczną zależy od szeregu parametrów. Umownie oznaczanych przez q1, q2,.... Każdy z nich zależy natomiast od temperatury powierzchni Ziemi. Wówczas wymuszenie radiacyjne można zapisać postaci N q1 N q2 ΔN + + +... ΔTs = 0 q1 Ts q2 Ts Zmiana temperatury podobnie jak powyżej wynosi ΔTs = αδn gdzie tym razem współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne wyraża się wzorem 1 F α= L T s i N qi qi Ts
Wróćmy jednak do pierwotnego prostszego modelu, w którym mamy tylko efekt bezpośredni. Według modeli radiacyjnych podwojenie dwutlenku węgla spowoduje wymuszanie radiacyjne na poziomie 4 W/m2. Zastanówmy się, jak duże zmiany temperatury może spowodować to wymuszenie radiacyjne? Korzystamy w tym celu z definicji współczynnika wrażliwości klimatu na wymuszenia radiacyjne zakładając, że temperatura powierzchni Ziemi nie wpływa na albedo planetarne. FL α = T s 1 Założenie to jest bardzo silne, gdyż łatwo sobie wyobrazić, że wzrost temperatury prowadzi do wzrostu wilgotności oraz stopnia zachmurzenia, a w konsekwencji planetarnego albeda.
Podstawiając wartość strumienia długofalowego na górnej granicy atmosfery mamy α = Ts 4 FL Podstawiając do wzoru na bezpośrednią zmianę temperatury powietrza otrzymujemy ΔTs = αδn = 1.2 K Szacowany, przy użyciu modeli klimatu wzrost temperatury związany z podwojeniem CO2, jest większy i wynosi: 2.4 K. Przyczyną tego są sprzężenia zwrotne np. podniesienie się temperatury powietrza powoduje większe parowanie i wzrost zawartości pary wodnej w atmosferze. Wpływ zaś pary wodnej na efekt cieplarniany jest większy, niż CO2, co prowadzi do niedoszacowania zmian temperatury. W rzeczywistości problem ten jest bardziej skomplikowany, gdyż wzrost zawartości pary wodnej prowadzi do większego zachmurzenia i wzrostu albeda, redukcji ocieplania.
Parametr sprzężenia zwrotnego Analizując problemy wymuszania radiacyjnego wygodnie jest wprowadzić parametr sprzężenie zwrotnego (Feedback Parametr) jako 1 λ= α Wartości tego parametru przedstawia poniższa tabela Wm-2K-1 model 3.8 Ziemia jako ciało doskonale czarne 3.3 Realistyczny model radiacyjny Ziemi 2 1-1.5 Z uwzględnieniem sprzężenia zwrotnego pary wodnej Z uwzględnieniem wszystkich sprzężeń zwrotnych (chmury, lodowce-albedo)
Chociaż sama wartość wymuszenia radiacyjnego w przypadku dwutlenku węgla jest prosta do oszacowania przy użyciu modelu transferu promieniowania, to wyznaczenie współczynnika wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne (parametr sprzężenia zwrotnego) jest trudne i stanowi jedno z większych zadań dla globalnych modeli klimatycznych (np. GCM- global climate model). Obecnie szacuje się, że parametr ten wynosi 0.6-0.7.
Niezbilansowanie energii na górnej granicy atmosfery W latach 1985-1989: bilans energii 0.0 W/m2 (na podstawie obserwacji satelitarnych projekt ERBE project [Levitus et al. 2005]) W 2003 bilans energii 0.85 0.15 W/m2 [Hansen et al., 2005], na podstawie modelu klimatu W latach 2000-2004: 0.9 0.15 W/m2 [Trenberth et al., 2009], na podstawie obserwacji satelitarnych detektor CERES W latach 2005-2010: 0.58 0.15 W/m2 [Hansen et al., 2011], oszacowanie na podstawie oceanicznych pomiarów ARGO i modelu klimatu W 2012: 0.59 0.25 W/m2 na podstawie obserwacji satelitarnych
Wymuszanie radiacyjne aerozoli chwilowe wymuszanie RF = (F F )aerosol (F F )clear Wymuszenie radiacyjne aerozoli jest zdefiniowane jako perturbacja energii absorbowanej przez ziemski system klimatyczny związaną z obecnością aerozoli w atmosferze. Bezpośrednie wymuszanie radiacyjne przez aerozol jest zdefiniowane jako różnica pomiędzy strumieniem netto promieniowania w obecności oraz bez aerozoli podczas braku zachmurzenia. ΔTs = αrf FNET α = Ts 1 0.75 ± 0.25K / W / m 2
Wpływ aerozoli i chmur na system klimatyczny
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
Wielkość i kształt cząstek aerozolu
Zmętnienie atmosfery powstałe w wyniku obecności aerozoli
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.
Produkcja aerozoli produkcja mechaniczna (powstawanie soli morskiej podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu pustynnego w czasie burz pyłowych) spalanie biomasy spalanie przemysłowe (pyły, gazy) konwersja gazu do cząstek np. do kwasu siarkowego czy azotowego
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 klasy akumulacyjnej
Wpływ aerozolu na klimat 1) Efekt bezpośredni poprzez rozpraszanie i pochłanianie promieniowania słonecznego dochodzącego do powierzchni Ziemi. 2) Efekt pośredni oddziaływanie aerozolu na własności chmur oraz ich czas życia Aerozole chłodzą klimat!
Efekt bezpośredni -prosty model radiacyjny Fo Fo (1-exp(- )) Fo(1- )(1-exp(- )) Fo (1- )(1-exp(- )) Foexp(- ) Rs - grubość optyczna aerozolu w - albedo pojedynczego rozpraszania w = scat / ext - cześć promieniowania rozpraszania do tyłu Dla molekuł =0.5 Dla aerozoli (0.1 0.2) Transmisja przez warstwę aerozolu t= exp(- )+ (1- )(1-exp(- )) Odbicie od warstwy aerozolu r= (1-exp(- ))
tak więc aerozole nad ciemną powierzchnią Ziemi zawsze ochładzają klimat. aerozole nad bardzo jasnymi powierzchniami (śnieg) ogrzewają klimat. w przypadku pośrednim ochładzanie bądź ogrzewanie zależy od własności optycznych aerozoli oraz własności odbijających podłoża. jednak zawsze obecność aerozoli prowadzi do redukcji promieniowania przy powierzchni Ziemi a zatem ochładzania.
Zmiany temperatury związane z obecnością aerozolu Wymuszanie radiacyjne w tym przypadku wynosi ΔN = ΔRs FS Współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne podobnie, jak w przypadku efektu cieplarnianego ma 1 postać FL Ts = α = T 4 FL S Zmiana temperatury powietrza wyrażamy wzorem ΔTS = αδn = TS ΔRs FS 4 FL Po uwzględnieniu bilansu promieniowania na górnej granicy atmosfery w postaci otrzymujemy ΔTS = TS ΔRs 4 1 Rs
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.
Pierwszy pośredni wpływ aerozoli Chmury czyste i zanieczyszczone Czyste powietrze, mała ilość jąder kondensacji. Mała koncentracja. Duże rozmiary kropelek. Zanieczyszczone powietrze, duża ilość jąder kondensacji. Duża koncentracja. Małe rozmiary kropelek.
Optyczny model chmury Albedo chmury w przybliżeniu dwu-strumieniowym R= F F = ( 1 g)τ τ = 2 + ( 1 g)τ τ + 2 1 g gdzie g jest parametrem asymetrii związanym z rozpraszaniem promieniowania na kropelkach lub kryształach lodu, zaś t grubością optyczna chmury. Przyjmując parametr asymetrii dla chmury równy około g=0.85 otrzymujemy τ R τ + 13 Rozważmy jednorodną chmurę o monodyspersyjnym rozkładzie wielkości τ = hπr 2Qext N o Przyjmując, że dla obszaru widzialnego parametr wielkości x=2pr/l >>1 stąd Qext=2
Wyznaczamy zależność albeda chmur R od liczby kropelek N przy stałej zawartości wody ciekłej (LWC) dr dr dτ = dn o LWC dτ dno Zakładając, że LWC nie zależy od wysokości stąd 4 3 LWC = πr ρwhn o 3 4 dlwc = 0 = πhρw (dn o r 3 + 3N o r 2 ) = 0 3 1 dn = o r 3No Obliczmy wielkość dτ 2πh(dN o r 2 + 2r N o ) dn o 2 = = + 2 τ No r 2πhN o r dτ dn o 2 dn o 1 dn o = = τ No 3 No 3 No
dr τ + 13 τ 13 = = 2 dτ (τ + 13 ) (τ + 13 )2 ostatecznie dr dr dτ 13 1 τ 13 1 = = = R dn 2 3N dτ dn (τ + 13 ) o o 3 N o τ + 13 o LWC dr R 13R R( 1 R) = = dn 3No o LWC 3No τ Tylko w przypadku chmur zawierających mała liczbę kropel N<100 cm-3 albedo chmury zależy silnie od koncentracji tym samym zawartości aerozoli.
Wpływ aerozolu na bilans radiacyjny podsumowanie
Czy chmury są doskonale czarne?
Prosty radiacyjny model izotermicznej chmury Bilans energii całej chmury jest ujemy i wynosi 4 T 4 4 4 H = εσts 2εσT = εσts 1 2 Ts Ochładzanie to jest tym silniejsze im wyższa jest temperatura chmury a zatem im bliżej ziemi znajduje się chmura.
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 4 Nbase = F F σ(ts4 Tbase ) gdzie Tbase jest temperaturą podstawy chmury, zaś Ts 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 Nbase 16 W/m2.
Strumień netto na szycie chmury można zapisać w postaci 4 N top σ(ttop εta4 ) 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/m 2. 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 Nbase N top dt 14 dtrad C p ρδz K/dzień
Chmury wysokie ogrzewają a niskie chłodzą Th Albedo 10-30% Albedo 60-80% Tl Ts Ts Tl Ts>> Th
1. Przypadek szklanej szyby (przeźroczysta dla promieniowania słonecznego asw = 0 i całkowicie nieprzeźroczysta dla promieniowania długofalowego alw= 1. Ts = Te 4 2 303K Ta = Te 2. Temperatura powierzchni Ziemi jest wyższa od atmosfery tylko wtedy, gdy a LW > asw (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.
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 zróżnicowany (zależy od parametrów optycznych i temperatury chmur).