Fizyczne Podstawy Teledetekcji Wykład 12 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Wprowadzenie Własności optyczne aerozoli odgrywają kluczowe znaczenie w oszacowaniu poprawki atmosferycznej. Ma to znaczenie podczas wyznaczania koncentracji ozonu czy innych gazów śladowych, koncentracji chlorofilu, temperatury powierzchni oceanu itd. Aerozole są istotnym składnikiem układu klimatycznego ziemia-atmosfera i mogą efektywnie wpływać na wartość wymuszenia radiacyjne. Aerozole globalnie ochładzają klimat poprzez zwiększanie albeda planetarnego (efekt bezpośredni) Aerozole modyfikują własności mikrofizyczne oraz optyczne chmur (efekt pośredni) Tylko z tych względów monitoring własności optycznych aerozoli w skali globalnej jest niezbędny.

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl 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 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Wielkość i kształt cząstek aerozolu 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Zmętnienie atmosfery powstałe w wyniku obecności aerozoli 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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. 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl 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 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj) 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Wpływ aerozoli na klimat Ziemi Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcję promieniowania w atmosferze Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie aerozolu na własności mikrofizyczne chmur) 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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

Krzysztof Markowicz IGF-UW 19.07.2005 Krzysztof Markowicz IGF-UW

Symulacja zmian klimatu związana z usunięcie wszystkich gazów cieplarnianych Lasic et al., 2010

Rozkład południkowy temperatury powierzchni Ziemi po usunięciu GHG Lasic et al., 2010 Porównanie efektów cieplarnianych na różnych planetach

Efekt cieplarniany a obserwowane zmiany temperatury powietrza Wymuszanie radiacyjne gazów cieplarnianych wynosi ok. 3 W/m2 (IPCC 2007) Climate sesnsitivity 0.8 W/m2/K Co daje wzrost temperatury o ok. 2.4 K (1.6-3.6 K) Tymczasem wzrost temperatury od 1850 wynosi zaledwie ok. 0.8 K Co jest przyczyna? - Wartość 2.4 odnosi się do warunków równowagi, która nie została osiągnięta. Bezwładność oceanów odpowiada za pochłonięcie ok. 0.6 W/m2 co przekłada się na 0.5 K - Ok. 0.2 K wynika ze zmian naturalnych klimatu Pozostaje ok. 1.3K (2.4+0.2-0.5-0.8) Przyczyną tego są AEROZOLE

Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat wzrost albeda planetarnego wzrost absorpcji w atmosferze warstwa aerozolu redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków . . . :: . :: :::: Stratocumulus większe albedo Większa koncentracja kropel, Mniejszy promień re 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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. Pawłowska, 2005 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Wpływ aerozolu na bilans radiacyjny - podsumowanie 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Globalne zaciemnienie w XX wieku. 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Kim and Ramanathan (2008) Grubość optyczna aerozolu

Pomiary naziemne Jedną z najprostszych metod pomiarowych zawartości aerozolu w pionowej kolumnie powietrza jest pomiar promieniowania bezpośredniego na powierzchni ziemi. Obecności aerozoli sprawa, że promieniowanie bezpośrednie dochodzące do ziemi jest efektywnie osłabiane (poprzez procesy rozpraszania oraz absorpcji) zgodnie z prawem Lamberta-Beera. Dla horyzontalnie jednorodnej atmosfery mamy: gdzie Io jest stała słoneczną, I -natężeniem promieniowania przy powierzchni Ziemi, m - masą optyczną atmosfery,  - grubością optyczną

Masa optyczna atmosfery Czynnik uwzględniający wysokość Słońca nad horyzontem. Im Słońce znajduje się bliżej horyzontu tym promieniowanie przechodzi przez dłuższą drogę w atmosferze. Masa optyczną dla kąta el;ewacyjnego Słońca 30o wynosi 2 (promieniowanie przechodzi wówczas dwukrotnie dłuższa drogę niż gdyby było ono w zenicie). Podczas wschodu lub zachodu Słońca masa optyczna wynosi około 37!

W obszarze widzialnym oraz w bliskiej podczerwieni grubość optyczna ozonu, pary wodnej oraz innych gazów jest najczęściej zaniedbywana mała poza wąskimi pasmami absorpcyjnymi. Największy wkład do grubości optycznej wnoszą rozpraszanie i absorpcja aerozolu oraz rozpraszanie molekularne. Przy czym to ostatnie szybko zmniejsza się z długością fali (-4). Przykład: RAY(350nm)=0.61 RAY(500nm)=0.14 RAY(1000nm)=0.008 Grubość optyczną aerozolu wyznaczamy ze wzoru:

Pomiary promieniowania rozproszonego Promieniowanie rozproszone docierające do powierzchni ziemi czy też górnej granicy atmosfery zależy od własności optycznych aerozoli. W przeciwieństwie do promieniowania bezpośredniego promieniowanie rozproszone rośnie ze wzrostem grubości optycznej aerozoli. Wykorzystanie promieniowania rozproszonego w metodach teledetekcyjnych jest jednak znacznie trudniejsze, gdyż wymaga rozwiązania pełnego równania transferu w atmosferze. Aby to zrobić musimy dokonać wielu założeń np. założyć profil pionowy parametrów stanu atmosfery czy fizyczno-optycznych własności aerozoli. Jeśli w pierwszym przypadku założenie standardowych profili termodynamicznych jest uzasadnione to w przypadku aerozolu już tak nie jest.

W przypadku pomiarów radiancji nieba nie jesteśmy wstanie określić pionowego rozkładu aerozolu a jedynie szacować wielkości uśrednione w pionowej kolumnie powietrza. Rozkład radiancji dla małych grubości optycznych możemy określać przy użyciu przybliżenia pojedynczego rozpraszania. W tym przypadku wzór na promieniowanie rozproszone ma analityczna postać o pomiar w płaszczyźnie pionowej =o pomiar w płaszczyźnie poziomej. gdzie wielkości optyczne takie jak funkcja fazowa P czy albedo pojedynczego rozpraszania są wartościami uśrednionymi w pionowej kolumnie atmosfery.

gdzie  oraz ó są katami zenitalnymi satelity oraz Słońca zaś  względnym kątem azymutalnym Słońca oraz satelity. Promieniowanie rozproszone docierające do powierzchni ziemi zależy wiec od grubości optycznej atmosfery, albeda pojedynczego rozpraszania oraz funkcji fazowej. Zauważmy ze grubość optyczna jest w przybliżeniu suma grubości optycznej związanej z rozpraszaniem Rayleigha oraz z ekstynkcja aerozolu. Albedo pojedynczego rozpraszania jest zaś średnią wartością rozpraszania molekularnego oraz aerozolowego

AERONET- globalna sieć obserwacji własności optycznych aerozoli http://aeronet.gsfc.nasa.gov/ Poziomy danych w AERONECIE Level 1.0 wstępnie przetworzone dane Level 1.5 dane po odrzuceniu chmur Level 2.0 ostateczna wersja uwzględniająca poprawki kalibracyjne i manualne odrzucenie chmur. Jedyna stacja Polska PAN-u w Belsku (w 2012 r. powstanie druga stacja w Polsce) Sieć obserwacji aerozolowych Poland-AOD www.polandaod.tk

CIMEL – fotometr słoneczny

Satelitarne pomiary własności optycznych aerozoli Satelitarna teledetekcja aerozoli jest obecnie jedną z najbardziej intensywnie rozwijanych się dziedzin pomiarowych fizyki atmosfery. Teledetekcja aerozoli jest bardzo trudna ze względu na fakt, że sygnał pochodzący od czystej atmosfery (zawierającej tylko molekuły powierza) oraz odbicia od powierzchni ziemi jest znaczący. Dlatego kluczową rolę w badaniach satelitarnych odgrywa walidacja danych na podstawie pomiarów naziemnych (np. AERONET) Stosunkowo najprostsza sytuacja ma miejsce nad oceanami, ze względu na niska wartość albeda powierzchni globu oraz możliwość jego prostego wyznaczenia. Nad lądem decydujące rolę odgrywa parametryzacja podłoża oraz modele ich własności odbijających

Rozważmy przypadek zerowego odbicia od powierzchni ziemi Rozważmy przypadek zerowego odbicia od powierzchni ziemi. Wówczas stosując przyblizenie pojedynczego rozpraszania radiancja docierająca do satelity ma postać o ,  są kątami zenitalnymi Słońca oraz satelity, zaś * jest całkowitą grubością optyczna. W przypadku małych grubości optycznych wzór uprasza

W bliskiej podczerwieni gdy rozpraszanie Rayleigha może być zaniedbane wzór opisuje grubość optyczna aerozolu Wzór ten wiąże grubość optyczna z iloczynem funkcji fazowej i albedem pojedynczego rozpraszania. Obie wartości są oczywiście nieznane i zależą od własności optyczno-mikrofizycznych aerozolu.

Algorytm SeaWIFS Współczynnik odbicia na górnej granicy atmosfery dla długości fal: 765 oraz 865 nm ponad powierzchnia wody może być zapisany w postaci. Przy czym założyliśmy brak odblasku słonecznego oraz brak piany morskiej. Odpowiednie człony oznaczają odbicie związanie z rozpraszaniem Rayleiga, rozpraszanie na aerozolu oraz odbicie związane z oboma procesami jednocześnie. Na podstawie pomiarów w bliskiej podczerwieni oblicza się RA+RRA dla dwóch długości fali a następnie dokonuje ekstrapolacji do obszaru widzialnego. Jest to możliwe przy założeniu pewnego modelu aerozolu.

Gordon zdefiniował parametr  do obliczania poprawki atmosferycznej gdzie RAS oznacza aerozolowy współczynnik odbicia na górnej granicy atmosfery w przybliżeniu pojedynczego rozpraszania. Dla danej geometrii (położenie Słońca i satelity) parametr (i, j) zależy tylko od typu aerozolu. Przy użyciu bazy danych własności optycznych aerozoli mierzona suma RA +RAR jest konwertowana do wartości RAS i kolejno obliczana wartość (765,870) dla danego typu aerozolu. Wartość średnia ave jest obliczana poprzez uśrednianie (z odpowiednimi wagami)  wynikających z wyboru innych typów aerozolu.

Algorytm MODIS nad oceanem Radiancja z przedziału 0.55-2.13m przy użyciu metod odwrotnych konwertowana jest do grubości optycznej aerozolu oraz objętościowego rozkładu wielkości w przedziale (0.08-5 m ). Metoda inwersyjna zakłada rozkład aerozoli w postaci 2 rozkładów log-normalnych. Pozostałe odzyskiwane wielkości to: koncentracja aerozolu parametr asymetrii współczynnik rozproszenia wstecznego.

Algorytm MODIS nad lądem W tym przypadku wykorzystuje się własność, że większość typów aerozolu ma znikomą grubość optyczną w środkowej podczerwieni (2.13-3.8 m) Dla obszarów, które mają mały współczynnik odbicia od powierzchni jest on mierzony w środkowej podczerwieni a następnie obliczany w obszarze widzialnym. Współczynnik odbicia jest używany bezpośrednio do wyznaczania grubości optycznej aerozolu. Podobnie jak w przypadku innych detektorów również w przypadku MODIS’a korzysta się z lookup table zawierających informacje o radiancji na górnej granicy atmosfery dla różnych typów aerozoli oraz geometrii. W przypadku MODIS’a baza danych własności optycznych aerozolu zawiera 5 modeli aerozolu w modzie akumulacyjnych oraz 6 aerozolu grubego.

Dla każdego typu aerozolu obliczana jest radiancja (przy użyciu modelu transferu radiacyjnego) dla kilku grubości optycznych z przedziale 0-2 oraz 15 kątów zenitalnych i azymutalnych satelity i 7 kątów zenitalnych Słońca. Radiancja na górnej graniczy atmosfery ma postać gdzie indeksy s oraz l przy radiancji oznaczają składową związaną z modem akumulacyjnym modelem aerozoli grubych. Celem metody jest wyznaczenie parametru  odzwierciedlającym najlepsze dofitowanie typu modelu do obserwacji. Wybór modelu prowadzi do minimalizacji wartości

Na podstawie wszystkich 11 modeli aerozolu oblicza się wartości są mierzonymi i obliczonymi radiancjami dla kanału j. Na podstawie wszystkich 11 modeli aerozolu oblicza się wartości dla pięciu grubości optycznych (w 550 nm): 0, 0.2, 0.5, 1.0, 2.0 oraz zadanej geometrii.

Strategia teledetekcji aerozolu nad lądem- podsumowanie Poza aerozolem pustynnym oraz solą morską wpływ aerozolu z długością fali na wartość radiancji na górnej granicy atmosfery zmniejsza się z długością fali. Wpływ aerozolu na promieniowanie mierzone przez satelitę zmniejsza się ze wzrostem współczynnika odbicia podłoża. Zauważmy jednak, że nad jasną powierzchnią ziemi promieniowanie przechodzi przez warstwę aerozolu dwa razy a więc znaczna cześć promieniowania może być przez niego absorbowane. Wykorzystuje się bazy danych o spektralnej zmienność współczynnika odbicia różnych typów podłoża Współczynnik odbicia szacuje się na podstawie pomiarów w kanale 2.1 m a następnie obliczany dla kanałów widzialnych: 0.47 oraz 0.66 m

Korzysta się z baz danych zawierających informacje o klimatologii aerozolu w skali całego globu aby wybrać właściwy typ aerozolu. Na jego podstawie oblicza się stosunek radiancji atmosferycznej (path radiance) dla kanału niebieskiego i czerwonego. Ostatecznie używając metod odwrotnych i lookup table wyznacza się grubość optyczną aerozolu.

TOMS- Aerosol Index gdzie pierwszy człon odpowiada stosunkowi radiancji dla długości fali 340 oraz 380 nm mierzonej przez detektor na satelicie zaś drugi jest obliczany dla atmosfery rayleighowskiej Indeks aerozolowi AI jest dodatni dla absorbujących aerozoli zaś ujemny dla nieabsorbujących. Aerozole absorbujące w obszarze UV

Walidacja danych satelitarnych

http://ladsweb.nascom.nasa.gov/browse_images/

Podsumowanie Wyznaczenie własności optycznych aerozoli atmosferycznych przy użyciu technik satelitarnych jest zadaniem trudnym a stosowane obecnie techniki są ciągle obarczone dużymi błędami. Wynikają one w głównej mierze z trudnościami w szacowaniu własności odbijających powierzchni Ziemi. W związku z tym coraz częściej stosuje się synergię różnego rodzaju pomiarów aby zminimalizować ilość założeń jaką należy poczynić aby wyznaczać własności optyczne cząstek.

Projekt A-train badanie wpływu aerozolu na klimat 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Metody aktywne LIDAR (LIght Detection and RAnging) Wykorzystuje jako źródło promieniowania laserów emitujących promieniowania od obszaru UV przez obszar widzialny do bliskiej podczerwieni. Główne części lidaru to: LASER Układ detekcyjny (fotopowielacz, dioda lawinowa lub fotodioda) Układ aktywizacji danych: przetworniki A/D, komputer W czasie pomiarów lidar wysyła krotki (około 10 ns) impuls laserowy a następnie odbiera sygnał rozproszony wstecznie w atmosferze.

Jak działa lidar?

Przykładowe pomiary depolaryzacji Pomiar depolaryzacji jest obecnie najlepszą techniką lidarową do detekcji nieferycznych aerozoli oraz kryształów lodu w chmurach.