Pobieranie prezentacji. Proszę czekać

Pobieranie prezentacji. Proszę czekać

Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 4 Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

Podobne prezentacje


Prezentacja na temat: "Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 4 Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski"— Zapis prezentacji:

1 Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 4 Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

2 Pojecie bilansu energetycznego na górnej granicy atmosfery. Bilans energetyczny całej planty określony jest przez strumień promieniowania słonecznego padającego i odbijanego przez atmosferę oraz promieniowania długofalowe emitowane przez powierzchnię ziemi i atmosferę. W skali klimatycznej (kilkadziesiąt lat) bilans ten jest w przybliżeniu równy zero. Niezerowa wartość bilansu świadczyła by, że Ziemia znacznie ogrzewała lub ochładzałaby się. Badania klimatyczne pokazują, że obserwowane współczesne ocieplenie jest rzędu 1C/100 lat. Do wywołania jego potrzeba niezbilansowana energii na poziomie ułamka procenta strumienia promieniowania słonecznego dochodzącego do górnych granic atmosfery.

3 1/11/2014 Krzysztof Markowicz 4 R 2 σT 4 R 2 F o A A - planetarne albedo – stosunek strumienia promieniowania odbitego do padającego. F o stała słoneczna Model klimatu - zerowe przybliżenie bez atmosfery Ziemia temp. T R 2 F o stała słoneczna R

4 Pojęcie równowagi radiacyjnej W stanie równowagi energia docierającą od Słońca jest równoważona przez emisję promieniowania długofalowego w przestrzeń kosmiczną Równanie to określa średnią temperaturę radiacyjną powierzchni Ziemi:

5 1/11/2014 Krzysztof Markowicz σTe4σTe4 F o A A - planetarne albedo F o stała słoneczna Model klimatu - zerowe przybliżenie z atmosferą Ponieważ mamy atmosferę promieniowanie emitowane przez powierzchnię Ziemi jest przez nią częściowo absorbowane i remitowane. Ziemia temp. T atmosfera efektywna emisja w kosmos

6 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. 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.

7 Kilka uwag do modelu. Założenie, że w przypadku przeźroczystej atmosfery albedo planetarne wynosiłoby tyle co obecnie jest grubym przybliżeniem gdyż chmury mają największy wkład na wartość albeda. 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. Przedstawiony 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. W rzeczywistości tylko strumienie radiacyjne w bilansie mają nieco inną interpretację.

8 Zmienność albeda Ziemi na górnej granicy atmosfery 8

9 Bilans promieniowania - dzień FaFa I F AIAI F Przykład: A=0.0, I=1000W/m 2, =0.5, T a =255K T=317K Dla A=0.8 T=250K A- albedo

10 Bilans promieniowania - noc Promieniowanie zaniedbywanie małe F F T a =255K T=222K FaFa

11 Zróżnicowanie bilansu energii w zależności od szerokości geograficznej Wynika głównie z: rozkładu promieniowania słonecznego dochodzącego do danej szerokości geograficznej zmian albeda powierzchni ziemi zmian temperatury powierzchni ziemi (efekt sprzężenia zwrotnego) rozkładu zachmurzenia

12 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). 12

13 13

14 Średni strumień promieniowanie słonecznego docierający do powierzchni Ziemi na terenie Polski. 14

15 Bilans radiacyjny na górnej granicy atmosfery

16 16 Bilans radiacyjny na górnej granicy atmosfery jako funkcja szerokości geograficznej. Bilans jest dodatni pomiędzy 37 S a 37 N.

17 Chwilowa wartość bilansu radiacyjnego nad Polską w czasie nocy.

18 Bilans radiacyjny na powierzchni Ziemi 18

19 19 Bilans radiacyjny na powierzchni ziemi jest dodatni, poza rejonami polarnymi. Dodatnie wartości bilansu wynikają głównie z wpływu chmur, które redukują efektywne promieniowanie długofalowe emitowane przez powierzchnię ziemi.

20 Bilans radiacyjny jest ujemny w atmosferze co oznacza, że mamy tam do czynienia z innym źródłem energii, który zrównoważy wychładzanie radiacyjne. 20

21 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.

22 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.

23 Przyczyny zmian temperatury powietrza z wysokością - troposfera. Mechanizm ogrzewania powietrza w dolnej atmosferze Dodatni bilans radiacyjny na powierzchni Ziemi sprawia, że powierzchnia ziemi ogrzewa się Wraz z nią powietrze przylegające. Im dalej od ziemi tym wpływ podłoża mniejszy i niższa temperatura.

24 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)

25 Jak silnie musi się nagrzać powietrze przy powierzchni ziemi aby rozpoczęły się procesy konwekcyjne? t1t1 t2t2 T1T1 T2T2 100m Gdy T 2 >t 2 mamy równowagę niestabilną, która prowadzi do konwekcji Gdy T 2 1 o C T 1 =t 1

26 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 0.65 o C na każde 100 metrów.

27 Bilans promieniowania słonecznego oraz ziemskiego atmosferze (Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009). 27

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

29 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.

30 Profile temperatury z wysokością przy założeniu równowagi radiacyjnej oraz różnego składu atmosfery.

31 Model klimatu – pierwsze przybliżenie Atmosfera częściowo pochłania promieniowanie słoneczne (SW) i długofalowe (LW). Stosujemy przybliżenie ciała doskonale szarego. Powierzchnia Ziemi a sw ATMOSFERA a lw TaTa TsTs F5F5 F7F7 F1F1 F3F3 F4F4 F6F6 F8F8 F2F2,,,,, a sw, a lw, – zdolność absorpcyjna dla SW i LW oraz zdolność emisyjna.

32 ,. Bilans na TOA Bilans na powierzchni Ziemi Rozwiązanie układu równana prowadzi do wzoru na temperaturę powierzchni Ziemi i atmosfery. Wykorzystując związek na temperaturę efektywną

33 1. Przypadek szklanej szyby (przeźroczysta dla promieniowania słonecznego a SW =0 i całkowicie nieprzeźroczysta dla promieniowania długofalowego a LW =1. 2. Temperatura powierzchni Ziemi jest wyższa od atmosfery tylko wtedy, gdy a LW > a SW (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 K.

34 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, CO 2, 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).


Pobierz ppt "Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 4 Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski"

Podobne prezentacje


Reklamy Google