Fizyka Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski kmark@igf.fuw.edu.pl www.igf.fuw.edu.pl/meteo/stacja

Wpływ aerozoli i chmur na system klimatyczny 2

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

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

Wpływ aerozolu na klimat Efekt bezpośredni poprzez rozpraszanie i pochłanianie promieniowania słonecznego dochodzącego do powierzchni Ziemi. Efekt pośredni oddziaływanie aerozolu na własności chmur oraz ich czas życia Aerozole chłodzą klimat!

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

Bilans Energii w Atmosferze Bilans radiacyjny w atmosferze –100 Wm-2 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Efekt bezpośredni -prosty model radiacyjny  - grubość optyczna aerozolu - albedo pojedynczego rozpraszania =scat /ext - cześć promieniowania rozpraszania do tyłu Dla molekuł =0.5 Dla aerozoli  (0.1 – 0.2) Fo Fo(1-exp(-)) Fo(1-)(1-exp(-)) Fo(1-)(1-exp(-)) Transmisja przez warstwę aerozolu t= exp(-)+ (1-)(1-exp(-)) Odbicie od warstwy aerozolu r= (1-exp(-)) Foexp(-) Rs 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl For Fot2Rs Fo Promieniowanie wychodzące z atmosfery: Fr= Fo (r+t2Rs +t2Rs2r+t2Rs3 r2+...) Fr= Fo [r+t2Rs /(1-Rsr)] Fo(1-)(1-exp(-)) Zmiana albeda planetarnego przez aerozol: Rs=[r+t2Rs /(1-Rsr)]-Rs Fot FotRs Rs 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl Dla <<1 (średnia wartość 0.1-0.2) t= exp(-)+ (1-)(1-exp(-)) r= (1-exp(-)) t=1- +(1-) r=  dla > c Rs>0 : ochładzanie dla < c Rs<0 : ogrzewanie Rs=+[(1-Rs)2-2Rs(1/-1)/] wartość krytyczna  dla której Rs =0  =2Rs/[2Rs+(1-Rs)2] 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl tak więc aerozole nad ciemną powierzchnią Ziemi zawsze ochładzają klimat. aerozole nad bardzo jasnymi powierzchniami (śnieg) ogrzewają klimat. 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. TOA 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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.

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

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.

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

Kim and Ramanathan (2008) Grubość optyczna aerozolu

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

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

Wymuszanie radiacyjne wszystkich aerozoli znajdujących się w atmosferze

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

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl 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 Qext=2 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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

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

Przykład Rozważmy dwie chmury o monodyspersyjnym rozkładzie kropel, grubości pionowej 400 metrów, przy czym pierwsza składa się z kropelek wody o promieniu r1 =10 m i koncentracji N1 =1000 1/cm3, zaś druga z kropel o promieniu r2 =20 m. Zakładając, że wodność obu chmur jest identyczna możemy wyznaczyć koncentracje kropel w drugiej chmurze ze wzoru (125 1/cm3) Stosując teorię rozpraszania MIE wyznaczamy parametry asymetrii dla obu chmur. Wynoszą one odpowiednio 0.86 i 0.87. Grubość optyczny chmur wynosi: 188 i 94 Albedo chmur: 0.93 i 0.86.

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

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

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.

Czy chmury są doskonale czarne?

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.

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 Tbase jest temperaturą podstawy chmury, zaś Ts 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 Nbase 16 W/m2.

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/m2. Zauważmy, że z definicji strumieni netto wynika, że podstawa chmury jest słabo grzana (16 W/m2), zaś wierzchołek chmury silnie chłodzony (211 W/m2). Zatem, chmura jest silnie chłodzona jako całość (196 W/m2). Obliczmy, jakie jest tempo ochładzania radiacyjnego chmury K/dzień

Chmury wysokie ogrzewają a niskie chłodzą… Th Albedo 10-30% Albedo 60-80% Tl Ts TsTl Ts>> Th

Wpływ chmur Scu na globalny bilans radiacyjny Występowanie Scu: Własności radiacyjne : + ALBocean = 5-10 % IR VIS ALBScu = 30-60 % Sc -> Forçage négatif sur le bilan radiatif global Role crucila dans le bilan radiatif Low clouds are predominately oceanic and occur most frequently over the subtropical eastern ocean margins and over middle and high latitude oceans. The low clouds over the subtropical eastern oceans are associated with large scale subsidence (descending branch of the Hadley cell) and lower than average sea surface temperature which yield stratocumulus clouds trapped below an inversion. Low clouds over middle latitude oceans are usually stratus [Norris 1998] DONNER UN CHIFFRE Stratocumulus clouds have been the focus of numerous intensive field campaigns as well as detailed modeling efforts, primarily because of their importance to the Earth’s radiation budget rather than because they produce precipitation in significant quantities. Their importance derives largely from their frequency of occurrence and extensive spatial coverage, as well as their high reflective contrast with the underlying surface (particularly over oceans). Over land and ocean, stratocumulus clouds have an annually averaged coverage of ~18% and 34%, respectively [Warren et al., 1986a,b]. Stratocumulus clouds frequently produce drizzle (e.g., [Paluch and Lenschow, 1991; Stevens et al., 2003]) and the initiation of drizzle has been the focus of much modeling effort IR VIS ALBScu ~ 5-10*ALBocean Hartmann (1992) Ujemne wymuszenie radiacyjne ~ 3-4 % strumienia promieniowania słonecznego otrzymywanego średnio przez układ Ziemia-Atmosfera ~ 20-30 % powierzchni oceanów (Warren et al., 1986) 3/24/2017 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl 45

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

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.

Wymuszanie radiacyjne chmur

Wymuszanie radiacyjne chmur na podstawie modelu: SW -52.9 W/m2 LW 20.5 W/m2 NET -32.4 W/m2

Kim and Ramanathan (2008)

Model klimatu – pierwsze przybliżenie Atmosfera częściowo pochłania promieniowanie słoneczne (SW) i długofalowe (LW). Stosujemy przybliżenie ciała doskonale szarego. Powierzchnia Ziemi  asw ATMOSFERA alw Ta Ts F5 F7 F1 F3 F4 F6 F8 F2 , , , , asw, alw ,  – zdolność absorpcyjna dla SW i LW oraz zdolność emisyjna. ,

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

1. Przypadek szklanej szyby (przeźroczysta dla promieniowania słonecznego aSW =0 i całkowicie nieprzeźroczysta dla promieniowania długofalowego aLW=1. 2. Temperatura powierzchni Ziemi jest wyższa od atmosfery tylko wtedy, gdy aLW > aSW (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 250.7 K.

3. Przypadek tzw. zimy nuklearnej 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, CO2, 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).