Od równowagi radiacyjnej do zmian klimatu.

Prezentacja na temat: "Od równowagi radiacyjnej do zmian klimatu."— Zapis prezentacji:

1 Od równowagi radiacyjnej do zmian klimatu.
dr Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

2 O czym będzie mowa? Temperaturze radiacyjnej i termodynamicznej
Fizycznych podstawach promieniowania Bilansie promieniowania w atmosferze Wpływie promieniowania na strukturę termiczna atmosfery Zmianach klimatu

3 Co wskazuje ten termometr?
1000 W/m2 T=-5.0 oC T=????? Temperatura powietrza T=-5.1oC

4 Co wskazuje termometr wystawiony na działanie bezpośredniego promieniowania słonecznego?
Czy jest to temperatura powietrza? A może temperatura powierzchni ziemi? Temperatura powierzchni słońca? Temperatura, która zależy jedynie od promieniowania słonecznego Temperatura związana z promieniowaniem oraz temperaturą powietrza.

5 Od czego zależy temperatura wskazywana przez ten termometr?
Natężenia promieniowania słonecznego Temperatury powietrza Albeda termometru i własności fizycznych materiału z jakiego został zbudowany Prędkości wiatru

6 Co więc mierzy termometr
Zawsze temperaturę własną!! Od nas zależy co i z jaką dokładnością będzie mierzył Umieszczenie go w klatce meteorologicznej chroni go przed bezpośrednim promieniowaniem słonecznym. Klatka musi być biała aby zminimalizować ogrzewanie przez padające promieniowanie słoneczne. Klatka ma budowę umożliwiającą swobodny przepływ powietrza. W ten sposób powietrze wymienia energię ze zbiorniczkiem termometru.

7 Zmiany temperatury powietrza z wysokością.
W dolnej atmosferze (troposferze) temperatura obniża się około 6.50 na 1 km W stratosferze temperatura rośnie z wysokością do około 50 km nad powierzchnią ziemi. W mezosferze ponownie maleje, zaś w termosferze rośnie osiadając setki stopni.

8 Czy faktycznie będąc w termosferze „odczuwalibyśmy” tak wysoką temperaturę?
W górnych warstwach atmosfery gdzie panuje bardzo niskie ciśnienie pojecie temperatury nabiera innego sensu. W fizyce statystycznej temperaturę definiuje się przez energię kinetyczną chaotycznego ruchu cząstek powietrza.

9 Rozkład prędkości cząstek gazu
Średnia prędkość cząstek gazu jest proporcjonalna do pierwiastka z temperatury bezwzględnej.

10 Jak to wpływa na temperaturę „odczuwalna”?
Wymiana energii kinetycznej odbywa się w czasie zderzeń cząstek powietrza między sobą oraz z ciałami fizycznymi (np. termometrem). W przypadku bardzo niskiego ciśnienia zderzenia te odbywają się rzadko. Związku z tym ustalanie się równowagi „termodynamicznej” trwa bardzo długo. Np. dla termometru rtęciowego i przy ciśnieniu jakie panuje przy powierzchni ziemi wynosi około kilku minut. Przy bardzo niskim ciśnieniu jakie panuje w górnych warstwach atmosfery stan równowagi w zasadzie nie ustala się, gdyż promieniowanie słoneczne zmienia się znacząco w czasie.

11 Średnia droga swobodna gazu – średnia odległość jaką przebywa cząstka gazu między kolejnymi zderzeniami. Ciśnienie [ Pa ] Średnia droga swobodna azotu [ m ] 105 ~ 10-7 1 ~ 10-2 10-2 ~ 1 10-4 ~ 102 10-8 ~ 106 p – ciśnienie gazu, d –średnica cząstek, k stała Boltzmanna, T- temperatura bezwzględna Warunki Średnia droga swobodna [ m ] Powietrze przy powierzchni ziemi, p=1000 hPa, T=293 ~ 10-7 Powietrze na wysokości 100km ~ 10-1 Powietrze na wysokości 300 km ~ 103

12 Promieniowanie Słoneczne (krótkofalowe): < 4m
Stała słoneczna: natężenie (moc) promieniowania słonecznego docierającego do górnych granic atmosfery, I=1368 Wm-2. Średnia wartość dla całego globu wynosi: 342 Wm-2. Ziemskie (długofalowe, termiczne): > 4m Prawo Stefana Boltzmanna:  =5.67x10-8 [W/K4m2] Dla T=255 K, F=240 Wm-2 Dla T=273 K, F=315 Wm-2 Dla T=300 K, F=469 Wm-2

13 Widmo promieniowania słonecznego i ziemskiego

14 Absorpcja promieniowania w atmosferze

15 Absorpcja promieniowania przez poszczególne gazy zawarte w atmosferze.

16

17 Pochłanianie promieniowania słonecznego w atmosferze
Atmosfera ziemska jest w pierwszym przybliżeniu przeźroczysta dla promieniowania słonecznego. Oznacza to, iż znaczna część promieniowania dociera do powierzchni ziemi. Największe odstępstwa od tego prostego modelu występują w obszarze ultrafioletu. Promieniowanie UV jest silnie pochłaniane przez tlen w wysokich warstwach atmosfery i przez ozon w warstwie pomiędzy km. W wyniku pochłaniana powietrze nagrzewa się w czasie dnia. Przy powierzchni ziemi jedynie para wodna pochłania słabo promieniowanie słoneczne.

18 Bilans energii w atmosferze

19 Dlaczego bilans energii w atmosferze jest szalenie istotny?
Niezerowy bilans energii mówi nam o tym, że dana warstwa powietrza będzie ocieplać się (bilans dodatni) lub ochładzać się (bilans ujemny). Im większa różnica pomiędzy energia dostarczona przez warstwę powietrza a energią oddaną tym tempo zmian temperatury powietrza większe.

20 Temperatura radiacyjna
Wracamy do termometru wystawionego na działanie promieniowania słonecznego Załóżmy, że mamy wymiany ciepła na drodze konwekcji, dyfuzji oraz przewodnictwa cieplnego pomiędzy termometrem a powietrzem Temperatura jaka ustala się w wyniku równowagi pomiędzy promieniowaniem padającym na termometr a promieniowaniem emitowanym przez termometr jest temperaturą radiacyjną. Czy w atmosferze możemy mówić o temperaturze radiacyjnej?

21 Wracając do temperatury w egzosferze
Ze względu na niskie ciśnienie wymiana energii pomiędzy termometrem a powietrzem może być w pierwszym przybliżeniu zaniedbywana. Tak, wiec termometr wskazywał będzie temperaturę radiacyjna. W czasie dnia, przy dopływie promieniowania słonecznego będzie nagrzewał się osiągając temperaturę, która zależy od promieniowania, temperatury powietrza oraz własności optycznych termometru. W nocy wskazywał będzie znacznie niższe wartości ze względu na emisje promieniowania i niewielkie źródła promieniowania pochodzące głównie od powierzchni ziemi i atmosfery (chmury).

22 Bilans promieniowania - dzień
A- albedo I F AI Przykład: A=0.0, I=1000W/m2 =0.5, Ta=255K T=317K Dla A=0.8 T=250K Fa

23 Bilans promieniowania - noc
Promieniowanie zaniedbywanie małe Ta=255K T=222K F F Fa

24 Przyczyny zmian temperatury powietrza z wysokością.
Wzrost temperatury w termosferze wynika z pochłaniania promieniowana przez tlen. W mezosferze temperatura obniża się z wysokością, gdyż promieniowanie w obszarze dalekiego UV zostało całkowicie pochłonięte w termosferze. Po niżej w stratosferze ze względu na wysoką koncentracje ozonu pochłaniany jest inny zakres promieniowania UV i temperatura rośnie z wysokością.

25 Przyczyny zmian temperatury powietrza z wysokością - troposfera
Przyczyny zmian temperatury powietrza z wysokością - troposfera. Mechanizm ogrzewania powietrza w dolnej atmosferze Promieniowanie słoneczne docierając do powierzchni ziemi zostaje w znacznej części pochłonięte przez nią. Wyjątkiem jest tu powierzchnia śniegu lub lodu. W wyniku zamiany energii promieniowania na energie wewnętrzną ziemia ogrzewa się. Wraz z nią powietrze przylegające. Im dalej od ziemi tym wpływ podłoża mniejszy i niższa temperatura.

26 Transport ciepła od powierzchni ziemi
Dyfuzja molekularna – poprzez chaotyczny ruch cząstek oraz ich zderzenia Konwekcja- uporządkowany ruch powietrza wywołany różnicą ich gęstości (powietrze cieple wznosi się do góry)

27 Równowaga radiacyjno-konwekcyjna
W czasie konwekcji następuje transport pary wodnej, która w pewnych warunkach może kondensować. W czasie tego zjawiska wydzielane jest ciepło przemiany fazowej, które jest istotnym źródłem energii w dolnej atmosferze. Tak więc transport ciepła od powierzchni do atmosfery zmniejsza spadek temperatury z wysokością. Ustala się stan równowagi zwanej równowagą radiacyjno-konwekcyjną. Średni spadek temperatury w wysokością wynosi w tym przypadku 0.65oC na każde 100 metrów.

28 Jak silnie musi się nagrzać powietrze przy powierzchni ziemi aby „ruszyła konwekcja”?
Gdy T2>t2 mamy równowagę niestabilną, która prowadzi do konwekcji Gdy T2<t2 mamy równowagę stabilną i brak konwekcji. Okazuje się, że równowaga niestabilna wymaga aby spadek temperatury na różnicy wysokości 100 metrów wynosił ponad 1oC. Czyli w naszym przypadku: t1-t2>1oC T2 t2 100m T1 t1 T1=t1

29 Powyższy warunek tyczy się powietrza suchego
Powyższy warunek tyczy się powietrza suchego. Gdy mamy do czynienia z powietrzem „wilgotnym” warunek na pojawienie się konwekcji jest słabszy i wymaga spadku temperatury około C na 100 metrów w zależności od temperatury powietrza.

30 Przy braku konwekcji mielibyśmy do czynienia z równowagą radiacyjną, która ustaliła by pionowy spadek temperatur z wysokością znacznie większy niż 10o na 1km.

31 Grzanie i chłodzenie atmosfery

32 Zmiany temperatury z wysokością uwagi końcowe.
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.

33 Równowaga radiacyjna a zmiany koncentracji gazów
Jaki wpływ na równowagę radiacyjną ma obserwowany wzrostu koncentracji: dwutlenku węgla pary wodnej zanieczyszczeń powietrza zwanych aerozolami

34 Wyznaczanie równowagi radiacyjnej - temperatury powietrza
Wykorzystanie modelu transferu promieniowania w atmosferze. Model taki na podstawie informacji o własnościach fizycznych atmosfery oblicza promieniowanie dochodzące od Słońca oraz emitowane przez Ziemie na różnych wysokościach. Następnie dla każdej z wysokości obliczany jest bilans promieniowania. Inaczej mówiąc jaka część promieniowania dociera do danej warstwy powietrza a jaka jest emitowana przez nią. Pozwala to wyznaczyć tempo z jakim dana warstwa będzie ogrzewać lub ochładzać się. Typową jednostką jest tu [K/dzień].

35 Przyjmując krok czasowy około 1-2 dni możemy policzyć zmianę temperatury powietrza po upływie tego czasu. W rezultacie dostajemy nowy profil pionowy temperatury, który stosujemy do naszego modelu. Liczymy po raz kolejny rozkład promieniowania w atmosferze. Kontynuując do momentu aż bilans promieniowania na każdej wysokości będzie bliski zero (brak zmian temperatury) dochodzimy do stanu równowagi radiacyjnej. Metoda ta nie pozwala na wyznaczenie stanu równowagi radiacyjno-konwekcyjnej, który odpowiada za temperaturę w dolnej atmosferze. Wymaga to użycia modelu obejmującego dynamikę atmosfery opisującego znacznie więcej procesów zachodzących w atmosferze a nie tylko radiację.

36 Promieniowanie słoneczne i ziemskie w bezchmurny dzień

37 Eksperyment I – podwojenie zawartości CO2

38 Eksperyment II – atmosfera pozbawiona CO2

39 Eksperyment III – redukcja ozonu o 25%

40 Eksperyment IV – wzrost zawartości zanieczyszczeń

41 Podsumowanie Nie ma sensu mierzenie temperatury powietrza termometrem wystawionym na działanie promieniowania słonecznego. Wówczas to mierzymy zarówno promieniowanie słoneczne jak i temperaturę powietrza. Równowaga radiacyjna odgrywa istotna role w atmosferze po wyżej najniższej troposfery. W troposferze konwekcja odgrywa istotna role i modyfikuje równowagę oparta jedynie o bilans promieniowania. Mówimy tam o równowadze radiacyjno-konwekcyjnej. Zmiany równowagi radiacyjnej jak i radiacyjno konwekcyjnej prowadzą do zmian temperatury powietrza. Zmiany składu atmosfery prowadza do zaburzania równowagi energetycznej.

42 Najczęściej jednak charakter tych zmian jest zróżnicowany w zależności od wysokości w atmosferze.
Np. wzrost koncentracji CO2 prowadzi do ogrzewania w najniższych warstwach atmosfery oraz ochładzania w wyższych warstwach.

43