Bilans energetyczny c.d. Mikołaj Szopa

Bilans energetyczny c.d. Mikołaj Szopa

Bilans promieniowania słonecznego oraz ziemskiego atmosferze (Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009). 2

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. 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 2 2 efektywna emisja w kosmos 2 4 πr F o =πr F o A+ 4 πr σt e

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) 12

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 CO 2 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 = Ts 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 1 wyraża się wzorem 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. 1 FL α = Ts 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 Ts α= 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 CO 2, 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.

Zależność wymuszania radiacyjnego od koncentracji gazów CO2 Wymuszanie CFCs CH4 N2O koncentracja

Przybliżone formuły opisujące wymuszenie radiacyjne podstawowych gazów cieplarnianych (Myhre et al., 1998)

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 / m2

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(- )) - grubość optyczna aerozolu - albedo pojedynczego rozpraszania = scat / ext - cześć promieniowania rozpraszania do tyłu Dla molekuł =0.5 Dla aerozoli (0.1 0.2) Fo (1- )(1-exp(- )) Foexp(- ) Rs Transmisja przez warstwę aerozolu t= exp( ) + (1 )(1 exp( )) Odbicie od warstwy aerozolu r= (1 exp( ))

F or Fot2Rs Promieniowanie wychodzące z atmosfery: Fr= Fo (r + t2rs + t2rs2r + t2rs3 r2 +...) Fo Fr= Fo [r + t2rs /(1 Rsr)] Fo(1- )(1-exp(- )) Zmiana albeda planetarnego przez aerozol: Rs=[r + t2rs /(1 Rsr)] Rs Fot FotRs Rs

Spektralna zależność albeda pojedynczego rozpraszania dla różnych typów aerozolu, Streamer Spektralna zależność parametru asymetrii dla różnych typów aerozolu (na podstawie kodu Streamer)

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.

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.

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 = 4 FL TS Zmiana temperatury powietrza wyrażamy wzorem T ΔTS = αδn = S 4 FL ΔRs FS 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.

Globalne zaciemnienie w XX wieku. 12/14/16 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Grubość optyczna aerozolu

Wymuszanie radiacyjne aerozolu wyznaczone na podstawie pomiarów satelitarnych

Wymuszanie radiacyjne aerozolu wyznaczone na podstawie pomiarów satelitarnych

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 grubością optyczna chmury. Przyjmując parametr asymetrii dla chmury równy około g=0.85 otrzymujemy R τ τ + 13 Rozważmy jednorodną chmurę o monodyspersyjnym rozkładzie wielkości τ = hπr 2Qext N o Przyjmując, że dla obszaru widzialnego parametr wielkości x=2 r/ >>1 stąd Qext=2

Wyznaczamy zależność albeda chmur R od liczby kropelek N przy stałej zawartości wody ciekłej (LWC) dr dn o dr dτ = LWC dτ dn o Zakładając, że LWC nie zależy od wysokości stąd LWC = dlwc = 0 = 4 3 πr ρwhn o 3 4 πhρw (dn o r 3 + 3N o r 2 ) = 0 3 1 dn o = r 3N o Obliczmy wielkość dτ 2πh(dN o r 2 + 2r N o ) dn o 2 = = + 2 τ N r 2πhN o r o dτ dn o 2 dn o 1 dn o = = τ No 3 No 3 No

dr τ + 13 τ 13 = = dτ (τ + 13 )2 (τ + 13 )2 ostatecznie dr dr dτ 13 1 τ 13 1 = = = R dn 2 o LWC dτ dno (τ + 13 ) 3 N o 3N o τ + 13 dr R 13R R( 1 R) = = dn 3No o LWC 3N o 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 H = εσts4 2εσT 4 = εσts4 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 4 Nbase = F F σ(ts 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 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 K/dzień

Chmury wysokie ogrzewają a niskie chłodzą Th Albedo 10-30% Albedo 60-80% Tl Ts Ts Tl Ts>> Th

Wymuszanie radiacyjne chmur

Wymuszanie radiacyjne chmur na podstawie modelu: SW -52.9 W/m2 LW 20.5 W/m2 NET -32.4 W/m2

1. Przypadek szklanej szyby (przeźroczysta dla promieniowania słonecznego asw = 0 i całkowicie nieprzeźroczysta dla promieniowania długofalowego alw= 1. Ts = Te 4 2 303K 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).