Badania procesów klimatycznych z udziałem aerozoli absorbujących Krzysztof Markowicz IGFUW kmark@igf.fuw.edu.pl www.polandaod.pl

Plan seminarium Informacje wstępne Motywacja Główne cele naukowe projektu Stan wiedzy w temacie badań Metodologia badawcza i aparatura pomiarowa Plan badań

Budżet projektu (2013-2018) 1.5 mil. zł. Aparatura pomiarowa: 618 tyś. zł. Wynagrodzenia: 570 tyś zł. Aparatura Kosz w tyś zł Lidar bliskiego pola 265 Platforma do sondowania dolnej troposfery 25 Dwa mini-aethalometry AE-51 60 PAX 870 nm 160 Dwa albedomierze 42 Spektrometr Deszczomierz wagowy 6 Dwa śniegowskazy 1.5

Grupa badawcza Krzysztof Markowicz Iwona Stachlewska Olga Zawadzka Michał Chiliński Wojciech Kumala Joanna Strużewska Doktorant I Doktorant II Postdoc od 2015 r.

Motywacja na świecie: Niski stan wiedzy w zakresie roli aerozoli absorbujących w bilansie energetycznym Ziemi w kraju: Brak badań w zakresie roli aerozoli absorbujących w procesach klimatycznych Praktycznie brak monitoringu aerozoli absorbujących (wyjątki: AERONET-Belsk, PolandAOD, Instytut Podstaw Inżynierii Środowiska PAN Zabrze, Politechnika Warszawska)

Zmiany sezonowe AOT oraz SSA w Belsku AERONET, Belsk, 2002-2011

Pomiar polega na wykonaniu fotografii zabrudzonego filtra Prosty aethalometr do pomiaru koncentracji aerozoli absorbujących – projekt Edu-Poland-AOD System składa się: pompki powietrza zasilacza uchwytu do filtrów filtry aparat cyfrowy Pomiar polega na wykonaniu fotografii zabrudzonego filtra Koszt przyrządu ok. 2 000 zł.

Wpływ aerozolu absorbującego na system klimatyczny + oddziaływanie aerozoli absorbujących na albedo śniegu i lodu

Global net energy balance of climate system Non-zero energy balance is a metrics of climate system forcings as well as a metrics of climate system inertia Several years ago scientists believed that energy imbalance is zero or close to zero. But what is today?

(Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009). +0.9 W/m2 +0.9 W/m2 (Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009).

Net radiation (planetary energy imbalance) at the TOA Mean value 1985-1989: 0.0 W/m2 , based on the satellite observation - ERBE project (Levitus et al. 2005) Mean value 2003: 0.85 0.15 W/m2 (Hansen et al., 2005), estimated based on the climate model Mean value 2000-2004: 0.9 0.15 W/m2 (Trenberth et al., 2009), based on satellite observation by CERES detectors Mean value 2005-2010: 0.58 0.15 W/m2 (Hansen et al., 2011), estimated from oceanic measurements (ARGO) and climate model Last update: 0.59 0.25 W/m2 based on satellite observatons, International Radiation Symposium, Berlin 2012.

Aerosol radiative forcing Instantaneous radiative forcing Aerosol radiative forcing is the perturbation of the Earth-Atmosphere system radiative heat budget caused by the aerosols. Direct aerosol forcing (for clear-sky) is defined as the difference between the net (down minus up) radiative flux for a clear-sky atmosphere with aerosol and net clear-sky radiative flux without aerosol  - climate sensitivity

Limitation of RF concept for strongly absorbing aerosols Cook and Highwood [2004] show that in the case of the absorbing aerosols, the instantaneous RF will fail to predict not only the value but even the sign of the consequent surface temperature change. In addition, because of the positive and negative feedbacks related to the cloud - absorbing aerosol interactions (which depends on the parameterization of the cloud processes in climate model), the climate sensitivity to the absorbing aerosols is highly dependent on the model used for a particular simulation.

Others definitions of RF The new definition takes into account the feedbacks which are fast in terms of a long-term climate change. 1. stratospheric adjusted RF This approach reflects the physical processes occurring in the stratosphere, where the radiation balance defines the equilibrium temperature and the time-scale of approaching the new state is of about a few months only. The advantage of this definition, similarly to the definition of the instantaneous RF, is that it does not require a climate model simulations.

Others definitions of RF Shine et al., [2003] proposes a RF definition which is being computed by fixing the sea surface and the ground temperature (the so called adjusted troposphere and stratosphere RF), which allows to achieve a balance in both the troposphere and the stratosphere. Although, this method does request the climate model simulation, the use of the fixed surface temperature means that only a relatively short integration scales are needed - being in a range of a few years. This is significantly shorter if compared to a few decades when one wants to make estimates via calculating the ΔTs

Others definitions of RF Gregory et al., [2004] suggests that the forcing calculations can be obtained also in the cases for which exists the climate model run with forcing added suddenly into the model control run and then held constant for a longer simulation. The RF is obtained then by a linear regression of the flux at the top of the atmosphere against the change of the surface air temperature. Both of the new forcing's definitions are an excellent predictors of the surface temperature change and they are superior to the standard instantaneous and adjusted RF ones.

Różne koncepcje definicji wymuszania radiacyjnego Hansen et al., 2005

Stan wiedzy: Wymuszanie radiacyjne (RF) cząstek absorbujących (BC) TOA: 0.9 W/m2 (30% GH RF) Powierzchnia ziemi: -1.7 W/m2 (Ramanathan and Carmichael, 2008) Atmosfera: +2.6 W/m2 Dodatnia wartość RF (TOA) wynika z : redukcji albeda planetarnego poprzez absorpcję promieniowania słonecznego (jasne powierzchnie) depozycji BC na śniegu i lodzie pochłaniania promieniowania przez BC w chmurach (efekt pół-bezpośredni) Ujemnie RF na powierzchni przez BC stanowi ok. 40% całego RF przez aerozole Grzanie dolnej atmosfery na poziomie 2.6 W/m2 redukuje konwekcję i opady Błędy oszacowania RF w przypadku BC sięgają 50% (Chung et al., 2005)

Annual mean BC aerosol burden (in mg/m2) for the background fields used, and regions selected for the regional study (boxes), Samset and Myhre 2011.

RF cząstek absorbujących cd RF oszacowany przez Myhre et al., 2012 w przypadku BC emitowanych podczas spalania paliw kopalnych wynosi tylko 0.24 W/m2 (AeroComII models) i 0.340.25 W/m2 (IPCC, 2007), +0.3 (+0.1 to +0.5) W/m2 (IPCC, 2013) Mean (solid line), median (dashed line), one standard deviation (box) and full (min-4 max) range (whiskers) for RF (W/m2) from different aerosol types from AeroCom II models. The forcings are for the 1850 to 2000 period. Adapted from Myhre et al. (2012).

Modeled BC global mean (a) burden, (b) RF and (c) forcing efficiency (RF per gram of BC). Yellow boxes with whiskers indicate mean, one standard deviation and max/min values. Mean values and spreads for AeroCom P1 and P2 (hatched whisker boxes) are taken from Schulz et al 2006 and Myhre et al 2012 respectively.

Główne przyczyny dużych błędów w oszacowaniu RF BC. niska jakość emisji aerozoli absorbujących niewielka liczba pomiarów (brak wiarygodnych metod pomiarowych profili pionowych absorpcji) duże rozbieżność pomiędzy pomiarami i wynikami symulacji numerycznych silna zależność RF od wysokości BC uproszczenia w procesach mikrofizycznych chmur problem z definicją RF w przypadku cząstek silnie absorbujących itd..

Dlaczego potrzebujemy pionowe profile własności absorbujących BC? Głównie z następujących: 1) Lokalne ogrzewanie przez aerozol absorbujący 2) Wpływ wysokości warstwy aerozoli absorbujących na strumienie radiacyjne i RF 3) Położenie BC względem chmur Aerozole absorbujące

BC i chmury Badania Koch et al. [2010] wskazują, że wpływ BC na system klimatyczny zależy od względnego położenia chmur i aerozoli. BC w chmurach powodują klasyczny efekt parowania chmury (semi-direct effect) BC po niżej podstawy chmury wzmacniają konwekcję i zachmurzenie BC po wyżej chmury stabilizują niższe warstwy atmosfery co prowadzi do wzrostu (w przypadku Sc) oraz spadku (w przypadku Cu) zachmurzenia. Koch et al., 2010

Wpływ cząstek absorbujących na albedo śniegu i RF W raporcie IPCC z 2007 stwierdzono (rozdział 2, AR4, Forster et al., 2007), że wymuszanie radiacyjne związane z depozycją BC na śniegu wynosi +0.1 ± 0.1 W/m2. Depozycja sadzy zmniejsza albedo śniegu i lodu o 1.5% w Arktyce i 3% na całej półkuli północnej. Prowadzi to do wymuszania radiacyjnego 0.3 W/m2 na półkuli północnej (Hansen and Nazarenko, 2004) Ponadto, że wymuszanie radiacyjne ma ok. 2-4 razy większą efektywność (liczoną względem zmian temperatury powietrza) niż CO2. W najnowszym raporcie prawdopodobnie efekt radiacyjny BC zostanie oszacowany 0.04 (0.02 to 0.09) W/m2.

Zmiany albeda śniegu Różnice pomiędzy mierzonym i symulowanym albedem śniegu przy założeniu mieszaniny zewnętrznej i wewnętrznej. Model mieszaniny zewnętrznej wykazuje 2 razy mniejszy błąd w porównaniu do modelu mieszaniny wewnętrznej Zarówno ilość cząstek absorbujących zdeponowanych na śniegu jak i wielość kryształów/wiek pokrywy śnieżnej powoduje redukcję albeda (Flanner et al., 2007) Hadley et al., 2010.

Symulacje numeryczne zmian albeda śniegu Hansen and Nazarenko, 2004 Efektywność wymuszania radiacyjnego w przypadku sadzy zdeponowanej na śniegu jest dwukrotnie większa niż CO2 . Instantaneous RF adjusted RF

Zmiany czasowe wymuszania radiacyjnego związanego ze zmianą albeda śniegu wskutek depozycji sadzy. Time evolution of RF due to BC on snow and ice. The simulations are mainly based on the ACCMIP multi-model study by Lee et al. for the years 1850, 1930, 1980, and 2000. Additional simulations with one model were performed for the years 1750, 1950, 1970, 1990 and 2010.

Wpływ wysokości BC na RF Region Burden [mg/m2] RF [W/m2] NRF [W/g] RF fraction [%] MASS> 5km [%] RF>5km [%] GLOBAL 0.19 0.37 1835 100 23.8 42.2 ARCTIC 0.10 0.39 3806 2.85 61.5 73.0 EUROPE 0.52 1401 1.51 16.6 37.0 CHINA 1.10 1.42 1270 7.41 10.4 26.9 Modeled BC burden, RF calculated by use of full 3D efficiency profiles (RF) and forcing per gram (NRF). All numbers shown for global mean and for three selected regions. RF_fraction shows the fraction of the total BC forcing simulated within the stated region. M>5km and RF>5km show the fractions of aerosol mass and RF, respectively, simulated above an altitude of 5km (500hPa) Samset et al., 2012

Samset et al., 2012 Comparison of modeled concentration and RF profiles. (a-c) BC concentration vertical profiles, global mean and for two selected regions. Overlain is the annual mean forcing efficiency profile for the selected region (grey dashed line). Solid lines show AeroCom P2 submissions, dashed lines show P1. (d-f) BC RF per height, divided by the modeled global mean BC burden, globally and for three selected regions. (g-i) Vertical profile of integrated absolute BC RF. Lines indicate the 50% mark and 500hPa altitude.

Samset et al., 2012 Black carbon mass and induced forcing at high altitudes. (a) Fraction of modeled BC mass above 5km. (b) Fraction of modeled BC RF originating above 5km.

Wpływ wysokości warstwy BC na zmiany temperatury powietrza przy powierzchni ziemi oraz opadów (George et al., 2011). Symulacje wykonane modelem klimatu CAM3.1 poprzez dodanie 1Mt BC na różnych wysokościach.

Główne cele badań Głównym celem projektu jest poznanie oddziaływania aerozoli absorbujących na system klimatyczny poprzez 1) pozyskanie wiedzy na temat zmienności pionowej własności absorbujących aerozoli, 2) określenie wpływu zmienności pionowej albeda pojedynczego rozpraszania i współczynnika absorpcji na wymuszanie radiacyjne i odpowiedz systemu klimatycznego, 3) oszacowanie w jakim zakresie powszechnie stosowane uproszczenia w pionowym rozkładzie aerozoli wpływają na błędy jakimi obarczone są wyniki modelowanie klimatu, 4) określenie wpływu depozycji aerozoli absorbujących na powierzchnię śniegu na zmiany jego albeda, wymuszanie radiacyjne i zmiany klimatyczne, 5) określenie udziału aerozoli absorbujących w obserwowanych zmianach klimatycznych w Polsce.

Struktura badań w ramach projektu opracowanie metodologii pomiaru wpływu BC na albedo śniegu i depozycji BC Struktura badań w ramach projektu pomiary albeda śniegu, depozycji BC budowa, zakup aparatury modelowanie klimatu modelowanie RF opracowanie nowej metodologii dla σabs(z), (z) pomiary profili pionowych climate sensitivity  badanie wpływu uproszczeń w profilach pionowych na RF i  wyznaczenie odpowiedzi systemu klimatycznego

Główne zadania badawcze Opracowanie metodologii wyznaczania profili pionowych własności absorbujących aerozoli w niskich warstwach dolnej troposfery i budowa systemu do sondowania niskiej troposfery Badanie własności optycznych i wymuszania radiacyjnego aerozoli podczas silnej akumulacji zanieczyszczeń w aglomeracji miejskiej Warszawy i w terenie niezurbanizowanym. Określenie własności optycznych aerozoli emitowanych podczas pożarów Badanie własności optycznych aerozoli pustynnych i aerozoli wulkanicznych Badanie wpływu profilu pionowego współczynnika absorpcji aerozoli na wymuszanie radiacyjne i ogrzanie radiacyjne Określenie wpływu depozycji aerozoli absorbujących na albedo śniegu oraz wymuszanie radiacyjne aerozolu Przygotowanie i wykonanie kilku symulacji klimatycznych dla różnych parametryzacji własności optycznych aerozoli Badanie wpływu parametryzacji własności absorpcyjnych aerozoli na zmiany temperatur powietrza w latach 1970-2010 i współczynnika wrażliwości klimatycznej

Własności optyczne aerozolu wymuszanie radiacyjne N(r,z) – rozkład wielkości cząstek n(z)=m(,z)+i·k(,z) – współ. refrakcji kształt cząstek Teoria Rayleigha, MIE, DDA, Tmatrix itd. metody odwrotne single scattering properties (inherent)  (, z) - współ. ekstynkcji (,z) - SSA P(,,z) - funkcja fazowa uproszczenie  ()- AOT < () >- średnie SSA <P( ,)> - średnia funkcja fazowa lub Model transferu radiacyjnego wymuszanie radiacyjne

Metodologia wyznaczania profili pionowych współczynnika absorpcji i albeda pojedynczego rozpraszania. Metoda I: Połączenie pomiarów pionowych mini-aethalometrem AE-51 i lidarem. Metoda II: Metoda odwrotna stosowana do sygnałów lidarowych. Wyznaczanie własności mikrofizycznych aerozoli (rozkład wielkości współczynnik załamania światła) na podstawie sygnałów z kanałów elastycznych i Ramanowskich.

System do sondowania dolnej troposfery 1. Lidar o niskiej kompresji geometrycznej rzędu 100 m, 4 kanały (2 elastyczne, 355, 532 nm, 2 Ramanowskie, 387, 607 nm) 2. Zdalna platforma do sondowania dolnej troposfery wyposażona w zestaw czujników meteorologicznych (RS92SGP Vaisala) oraz zminiaturyzowany aethalometr AE-51. - system przenoszenia oparty o samolot autonomiczny o udźwigu ok. 0.6kg. - wykonywane będą również pomiary za pomocą balonu na uwięzi do wysokości ok. 200-300m.

Samolot autonomiczny Planowe jest wykonywanie profili pionowych do wys. 2 km

Przykład smogu 4.4.2009 Zawadzka et al., 2013

4.4.2009 MODIS AOT at 550 nm

Przegląd technik pomiarowych z zakresu absorpcji aerozoli In-situ PSAP ABS 20% Aethalometr ABS 20-25% MAAP ABS 12% Photo-Acustic PSAP, PAX ABS 5-10% Teledetekcjne Fotometr CIMEL <> 0.03 OMI, MISR <  > b. duży błąd Lidar (Ramanowski)  (z) b. duży błąd

Metody oparte o depozycję aerozolu na filtrze PSAP, Aethalometr MAAP

Pomiary absorpcji aerozoli przy użyciu mini-aethelometru AE-51 Długość fali 880 nm Rozdzielczość czasowa 10 sek. Maksymalna prędkość przepływu powietrza 250 ml/min Pomiar koncentracji BC Masa 250 g

PAX (Photoacoustic Extinctiometer) Black Carbon Monitor Pomiar współczynnika absorpcji i rozpraszania aerozolu w zakresie 1-10000 mM-1. Wyznaczanie albeda pojedynczego rozpraszania Rozdzielczość czasowa < 10 s Długość fali 532 lub 870 Częstotliwość lasera 1500 Hz

Metoda I Korekcja rozpraszania na filtrze aethalometru na podstawie z pomiarów w kanale Ramanowskim Remiszewska et al., 2007

Lidar ARD -> Polly XT type Do istniejącego systemu zostanie dobudowana detekcja bliskiego pola

Lidar ARD bliskie pole

Wyznaczanie współczynnika ekstynkcji aerozolu Równanie lidaru dla kanału elastycznego: Równanie lidaru ramanowskiego ma postać: R(o,z) – współ. rozpraszania Ramana na molekułach powietrza (o,z) – sumaryczna ekstynkcja aerozolu i Rayleigha dla długości fali o (R,z) - sumaryczna ekstynkcja aerozolu i Rayleigha dla długości fali R

Równanie lidarowe w tym przypadku ma tylko jedną niewiadomą (profil pionowy ekstynkcji), gdyż współczynnik rozpraszania wstecznego dla rozpraszania Ramana na molekułach powietrza może być wyznaczony na podstawie przybliżonych informacji o ciśnieniu i temperaturze powietrza. Równanie w formie różniczkowej ma postać: Zakładamy, że rozpraszanie na aerozolu można przybliżyć prawem Angstroma: Założenie to jest często bardzo dobrze spełnione gdyż różnica długości fal: o oraz R jest stosunkowo niewielka.

Uwagi Powyższe równanie pozwala wyznaczyć współczynnika ekstynkcji aerozolu przy założeniu wykładnika Angstroma. Zauważmy jednak, że =|o- R| wynosi zwykle kilkadziesiąt nm. Stąd, błąd założenia wykładnika Angstroma ma na ogół drugorzędne znaczenia na dokładność metody. Błąd oszacowania wykładnika Angstroma o 0.5 powoduje błąd współczynnika ekstynkcji ok. 5%.

Metoda II – metoda odwrotna dla sygnałów lidarowych =387, 607 nm =355, 532 nm n(r )- rozkład wielkości cząstek, m=mr+imi – zespolony współczynnik refrakcji Qext, Qback – efektywne przekroje czynne na ekstynkcję i rozpraszanie wsteczne (dla cząstek sferycznych z teorii Lorenza-Mie) x – parametr wielkości (2r/) rozwiązanie w postaci

Wyznaczanie albeda pojedynczego rozpraszania

Badanie wpływu BC na zmiany albeda śniegu i wymuszenia radiacyjnego Zmiana albeda śniegu podczas gęstego smogu w lutym 2012 r., stacja SolarAOT, Strzyżów

Wymuszanie radiacyjne BC nad śniegiem -mniejsza (dodatnia) wartość wymuszania radiacyjnego aerozoli - duża (dodatnia) wartość wymuszanie radiacyjne śniegu duża (dodatnia) wartość wymuszania radiacyjnego aerozoli

Badania wpływu BC na albedo śniegu pomiary struktury fizycznej śniegu modelowanie własności optycznych śniegu wyznaczanie zmian albeda związanych z BC pomiary albeda krótkofalowego i spektralnego modelowanie RF opracowanie metodologii pomiaru depozycji BC pomiary depozycji BC na śniegu modelowanie własności optycznych mieszaniny śniegu i BC

Pomiary depozycji BC i zmian albeda śniegu Metoda gradientowa i kowariancji wirów (AE-51, Young 8000) – szacowanie strumienia koncentracji BC. Pomiary albeda krótkofalowego (0.3-4m) Pomiary albeda spektralnego (0.4-1.0 m) z rozdzielczością ok. 3 nm. Pomiary grubości pokrywy śnieżnej Pomiary ekwiwalentu wodnego śniegu (disdrometr, deszczomierz wagowy)

Zamiast podsumowania Złożony projekt w ramach Norweskiego Mechanizmu Finansowego Impact of absorbing aerosols on radiative forcing in the European Arctic został zaakceptowany do finasowania. Okres realizacji 2013-2016 Budżet 4 mil. zł. Konsorcjum: - UW, Instytut Oceanologii Polskiej Akademii Nauk, Center for International Climate and Environmental Research (CICERO) oraz Andøya Rocket Range (ARR). Kampanie pomiarowe: Andoya (sierpień 2013), Spitsbergen (wiosna 2014).