Pobieranie prezentacji. Proszę czekać

Pobieranie prezentacji. Proszę czekać

Fizyka Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

Podobne prezentacje


Prezentacja na temat: "Fizyka Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski"— Zapis prezentacji:

1 Fizyka Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

2 Wpływ aerozoli i chmur na system klimatyczny

3 3 Bilans promieniowania słonecznego oraz ziemskiego atmosferze (Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009).

4 Krzysztof Markowicz IGF-UW4

5 11/17/2013 Krzysztof Markowicz 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

6 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Wielkość i kształt cząstek aerozolu

7

8 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Zmętnienie atmosfery powstałe w wyniku obecności aerozoli

9 11/17/2013 Krzysztof Markowicz

10 11/17/2013 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), 0.050.5 m Szczególnie istotne znaczenie w atmosferze z klimatycznego punktu widzenia mają ostatnie dwa typy cząstek.

11 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Produkcja aerozoli produkcja mechaniczna (powstawanie soli morskiej podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu pustynnego w czasie burz pyłowych)produkcja mechaniczna (powstawanie soli morskiej podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu pustynnego w czasie burz pyłowych) spalanie biomasyspalanie biomasy spalanie przemysłowe (pyły, gazy)spalanie przemysłowe (pyły, gazy) konwersja gazu do cząstek np. do kwasu siarkowego czy azotowegokonwersja gazu do cząstek np. do kwasu siarkowego czy azotowego

12 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Usuwanie aerozoli z atmosfery Sucha depozycjaSucha depozycja Sedymentacja – osiadanie grawitacyjne (efektywnie usuwane tylko duże cząstki) Wilgotna depozycja (wymywanie przez krople chmurowe lub krople deszczu).Wilgotna depozycja (wymywanie przez krople chmurowe lub krople deszczu). Efektywne usuwanie cząstek z klasy akumulacyjnej

13 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj)

14 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Wpływ aerozoli na klimat Ziemi Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcję promieniowania w atmosferze Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie aerozolu na własności mikrofizyczne chmur)

15 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!

16 11/17/2013 Krzysztof Markowicz warstwa aerozolu redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi wzrost absorpcji w atmosferze wzrost albeda planetarnego Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat

17 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Bilans Energii w Atmosferze Bilans radiacyjny w atmosferze –100 Wm -2

18 11/17/2013 Krzysztof Markowicz FoFo F o exp(- ) F o (1- )(1-exp(- )) F o (1-exp(- )) F o (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) RsRs Transmisja przez warstwę aerozolu t= exp (- )+ (1- )(1-exp(- )) Odbicie od warstwy aerozolu r= (1-exp(- )) Efekt bezpośredni -prosty model radiacyjny

19 11/17/2013 Krzysztof Markowicz FoFo F o (1- )(1-exp(- )) ForFor RsRs Promieniowanie wychodzące z atmosfery: F r = F o (r+t 2 R s +t 2 R s 2 r+t 2 R s 3 r ) F r = F o [r+t 2 R s /(1-R s r)] Zmiana albeda planetarnego przez aerozol: R s =[r+t 2 R s /(1-R s r)]-R s FotFot F o tR s Fot2RsFot2Rs

20 11/17/2013 Krzysztof Markowicz dla > c R s >0 : ochładzanie dla < c R s <0 : ogrzewanie Dla <<1 (średnia wartość ) t= exp(- )+ (1- )(1-exp(- )) r= (1-exp(- )) t=1- + (1- ) r= R s = +[(1-R s ) 2 -2R s (1/ -1)/ ] wartość krytyczna dla której R s =0 =2R s /[2R s + (1-R s ) 2 ]

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

22 11/17/2013 Krzysztof Markowicz tak więc aerozole nad ciemną powierzchnią Ziemi zawsze ochładzają klimat.aerozole nad ciemną powierzchnią Ziemi zawsze ochładzają klimat. aerozole nad bardzo jasnymi powierzchniami (śnieg) ogrzewają klimat.aerozole nad bardzo jasnymi powierzchniami (śnieg) ogrzewają klimat. w przypadku pośrednim ochładzanie bądź ogrzewanie zależy od własności optycznych aerozoli oraz własności odbijających podłoża.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.jednak zawsze obecność aerozoli prowadzi do redukcji promieniowania przy powierzchni Ziemi a zatem ochładzania. TOA

23 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.

24 Zmiany temperatury związane z obecnością aerozolu Wymuszanie radiacyjne w tym przypadku wynosi Współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne podobnie, jak w przypadku efektu cieplarnianego ma postać Zmiana temperatury powietrza wyrażamy wzorem Po uwzględnieniu bilansu promieniowania na górnej granicy atmosfery w postaci otrzymujemy

25 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.

26 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Globalne zaciemnienie w XX wieku.

27 27 Kim and Ramanathan (2008) Grubość optyczna aerozolu

28 28 Kim and Ramanathan (2008) Wymuszanie radiacyjne aerozolu wyznaczone na podstawie pomiarów satelitarnych

29 29 Kim and Ramanathan (2008) Wymuszanie radiacyjne aerozolu wyznaczone na podstawie pomiarów satelitarnych

30 Wymuszanie radiacyjne wszystkich aerozoli znajdujących się w atmosferze

31 11/17/2013 Krzysztof Markowicz :: :: :::: :: Stratocumulus większe albedo Większa koncentracja kropel, Mniejszy promień r e Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków

32 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Czyste powietrze, mała ilość jąder kondensacji. Mała koncentracja. Duże rozmiary kropelek. Zanieczyszczone powietrze, duża ilość jąder kondensacji. Duża koncentracja. Małe rozmiary kropelek. Pierwszy pośredni wpływ aerozoli Chmury czyste i zanieczyszczone

33 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Optyczny model chmury Albedo chmury w przybliżeniu dwu-strumieniowym 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 Rozważmy jednorodną chmurę o monodyspersyjnym rozkładzie wielkości Przyjmując, że dla obszaru widzialnego parametr wielkości x=2 r/ >>1 stąd Q ext =2

34 Zakładając, że LWC nie zależy od wysokości Wyznaczamy zależność albeda chmur R od liczby kropelek N przy stałej zawartości wody ciekłej (LWC) Obliczmy wielkość stąd

35 ostatecznie Tylko w przypadku chmur zawierających mała liczbę kropel N<100 cm -3 albedo chmury zależy silnie od koncentracji tym samym zawartości aerozoli.

36 Przykład Rozważmy dwie chmury o monodyspersyjnym rozkładzie kropel, grubości pionowej 400 metrów, przy czym pierwsza składa się z kropelek wody o promieniu r 1 =10 m i koncentracji N 1 =1000 1/cm 3, zaś druga z kropel o promieniu r 2 =20 m. Zakładając, że wodność obu chmur jest identyczna możemy wyznaczyć koncentracje kropel w drugiej chmurze ze wzoru (125 1/cm 3 ) Stosując teorię rozpraszania MIE wyznaczamy parametry asymetrii dla obu chmur. Wynoszą one odpowiednio 0.86 i Grubość optyczny chmur wynosi: 188 i 94 Albedo chmur: 0.93 i 0.86.

37 11/17/2013 Krzysztof Markowicz Wpływ aerozolu na bilans radiacyjny - podsumowanie

38 Projekt A-train badanie wpływu aerozolu na klimat 11/17/2013 Krzysztof Markowicz

39 Wpływ chmur na klimat Chmury pokrywają około 50% powierzchni Ziemi, dlatego, też są one bardzo ważne z klimatycznego punktu widzenia. Chmury zwiększają albedo planetarne od 14 do 30%. Z drugiej zmniejszają ucieczkę promieniowania długofalowego w przestrzeń kosmiczną zapobiegając w ten sposób utracie energii. Wpływ chmur na klimat zależy od ich własności optycznych oraz temperatury.

40 Czy chmury są doskonale czarne?

41 Porosty radiacyjny model izotermicznej chmury Bilans energii całej chmury jest ujemy i wynosi Ochładzanie to jest tym silniejsze im wyższa jest temperatura chmury a zatem im bliżej ziemi znajduje się chmura.

42 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 gdzie T base jest temperaturą podstawy chmury, zaś T s 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 N base 16 W/m 2.

43 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/m 2. Zauważmy, że z definicji strumieni netto wynika, że podstawa chmury jest słabo grzana (16 W/m 2 ), zaś wierzchołek chmury silnie chłodzony (211 W/m 2 ). Zatem, chmura jest silnie chłodzona jako całość (196 W/m 2 ). Obliczmy, jakie jest tempo ochładzania radiacyjnego chmury K/dzień

44 Chmury wysokie ogrzewają a niskie chłodzą… ThTh TlTl TsTs T s T l T s >> T h Albedo 10-30% Albedo 60-80%

45 11/17/2013 Krzysztof Markowicz ALB ocean = 5-10 % ALB Scu = % IR + VIS IR VIS Ujemne wymuszenie radiacyjne ~ 3-4 % strumienia promieniowania słonecznego otrzymywanego średnio przez układ Ziemia-Atmosfera ALB Scu ~ 5-10*ALB ocean Hartmann (1992) Występowanie Scu: Własności radiacyjne : ~ % powierzchni oceanów (Warren et al., 1986) Wpływ chmur Scu na globalny bilans radiacyjny

46 Albedo CCN Zanieczyszczenia Strumień ciepła utajonego i odczuwalnego Ocean Długość życia i rozciągłość przestrzenna Koncentracja kropelek Intensywność opadu T DMS +

47 Wymuszanie radiacyjne chmur Jeśli przez F oznaczymy strumień promieniowania zdefiniowany jako sumę promieniowania bezchmurnego nieba oraz obszaru pokrytego chmurami to wymuszenie radiacyjne chmur można zapisać w postaci gdzie C jest częścią obszaru pokrytego przez chmury, Fc strumieniem promieniowania czystego nieba, zaś Fo strumieniem promieniowania związany z chmurami.

48 Wymuszanie radiacyjne chmur

49 Wymuszanie radiacyjne chmur na podstawie modelu: SW W/m 2 LW 20.5 W/m 2 NET W/m 2

50 50 Kim and Ramanathan (2008)

51 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.

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

53 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.

54 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 Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski"

Podobne prezentacje


Reklamy Google