Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5

Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5
Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

System klimatyczny System klimatyczny to złożony układ składający się z pięciu elementów: atmosfera, hydrosfera, kriosfera, biosfera i powierzchnia ziemi między którymi zachodzą interakcje. System klimatyczny jest pod wpływem wewnętrznej dynamiki oraz zewnętrznych zaburzeń (np. aktywność Słońca). Procesy klimatyczne - to procesy fizyczne zachodzące w systemie klimatycznym prowadzące do zmian klimatu. Najczęściej zalicza się do nich obieg energii, cykl hydrologiczny oraz cyrkulację powietrza. Determinują one zarówno naturalne i antropogeniczne zmiany w systemie klimatycznym.

Składniki systemu klimatycznego
Obieg węgla Obieg wody i energii połączenie chaotyczne nieliniowe Dynamika atmosfery i oceanu Reakcje chemiczne w atmosferze

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Badania klimatu monitoring zmienności wymuszanie odpowiedz konsekwencje predykcja 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Monitoring zmian klimatycznych
Naziemna sieć pomiarowa Pomiary oceaniczne (statki, dryftery, platformy) Pomiary aerologiczne w swobodnej atmosferze Pomiary satelitarne

Zmiany średniej temperatury powietrza przy powierzchni Ziemi w ostatnich 100-150 latach
"HadCRUT3". Met Office Hadley Centre for Climate Change, U.K.

IPCC, 2013

Na postawie 10-ciu rekonstrukcji opublikowanych w latach 1998-2005

Opady IPCC, 2013

IPCC, 2013

Globalne zmiany temperatury w atmosferze i na powierzchni Ziemi 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Zmiany klimatu w Polsce
Zmiany temperatury w Polsce za ostatnie 50 lat pokazują , że klimat się ociepla! 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Obserwuje się rosnący trend prędkości wiatru i silniejszą cyrkulację strefowa. 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Zmiany albeda planetarnego nad Polską pokazują, że w ostatnich 20-latach atmosfera pochłania 1-2% więcej promieniowania słonecznego 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Tendencja spadkowa całkowitej zawartości pary wodnej w atmosferze.
4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Wymuszenie radiacyjne
FTOA(Ro, Teff, T) Fo stałą słoneczna Fo/4 TeffσT4 Ro /4 W stanie równowagi: Fo (1-Ro)/4=Teff T4 Ro - planetarne albedo 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Oznacza to, że bilans w atmosferze jest zerowy.
Bilans na górnej granicy atmosfery wynosi +0.9 W/m2. Odchylnie od stanów równowagowego jest bardzo małe i stanowi zaledwie 0.25% strumienia promieniowania dochodzącego od Słońca. Bilans energii na powierzchni Ziemi jest również dodatni i wynosi około 0.9 W/m2. Oznacza to, że bilans w atmosferze jest zerowy. 19

Przyczyny zmian klimatu
Efekt cieplarniany Efekt aerozolowy (bezpośredni i pośredni) Zmiany cyrkulacji termo-halinowej w oceanach Wybuchy wulkanów Zmienność aktywności Słońca Zmiany w ozonosferze Inne 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Efekt cieplarniany- Zmiany koncentracji CO2
Podwojenie CO2 (2050 rok) prowadzi do wymuszania radiacyjnego +4W/m2.

Efekt cieplarniany

Prosty model efektu cieplarnianego
240 S/4 (1-A)  Ts4 No Atmosphere With a Black Atmosphere in the LW Only 480 Ts=255K Ts= 303 K T=Te=255K

Termiczny wymiar efektu cieplarnianego- przybliżony model.
gazy cieplarniane procentowy wkład koncentracja para wodna 20.6 62.1% 30 ppvt CO2 7.2 21.7% 350 ppmv 03 2.4 7.2% 50 ppbv N20 1.4 4.2% 320 ppbv CH4 0.8 2.4% 17 ppbv freony <0.8 1 ppbv efekt cieplarniany 33.2 T 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Dlaczego trudno jest oszacować termiczny wymiar efektu cieplarnianego.
Problemem jest wyznaczenie średniej temperatury powietrza przy powierzchni ziemi w przypadku gdyby w atmosferze nie było gazów cieplarnianych. Wynika to głównie ze względu na zmiany albeda planetarnego. Z jednej stronie nie byłoby chmur (mniejsze albedo), a z drugiej ze względu na dużo niższą temperaturę albedo powierzchni ziemi byłoby znacząco wyższe. Oba efekty można uwzględnić jedynie w symulacjach modelami klimatu. Znacznie łatwiej można oszacować wymuszanie radiacyjne związane z gazami cieplarnianymi. Wymaga to jedynie obliczeń modelami transferu radiacyjnego.

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

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

Nieliniowy pływ gazów cieplarnianych na bilans energii.
koncentracja wymuszanie CFCs CH4 N2O CO2

Wpływ zmian aktywności Słońca
Zmiany stałej słonecznej (pomiary satelitarne) Zmiany liczby plam słonecznych (pomiary naziemne) Zmiany są zbyt małe aby wytłumaczyć nimi globalne ocieplenie obserwowane w drugiej części XX wieku. Dodatkowo, okres tych zmian krótki w porównaniu ze stałą czasowa systemu klimatycznego aby mogły one prowadzić do istotnych zmian klimatycznych. 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

AEROZOLE 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 (wulkaniczny) fragmenty roślin sadza (elemental carbon), organic carbon siarczany, azotany związki organiczne i nieorganiczne Aerozole naturalne. Aerozole antropogeniczne 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Wielkość i kształt cząstek aerozolu

Aerozol widoczny z kosmosu

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. 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

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 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

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 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Zawartość aerozolu w atmosferze 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Jak bada się wpływ aerozoli na klimat?
Monitoring zanieczyszczeń atmosfery oraz podstawowych parametrów meteorologicznych (pomiary naziemne oraz satelitarne, sondowanie atmosfery) Obserwacje składowych bilansu promieniowania słonecznego oraz długofalowego Modelowanie zmian klimatu – modele klimatu Badania eksperymentalne – kampanie polowe 4/20/2017 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) 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Bilans Energii w Atmosferze
Bilans radiacyjny w atmosferze –100 Wm-2 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków . . . :: . :: :::: Stratocumulus większe albedo Większa koncentracja kropel, Mniejszy promień re Pawłowska, 2005 4/20/2017 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 Qext=2 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

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 i 0.87. Grubość optyczny chmur wynosi: 188 i 94 Albedo chmur: 0.93 i 0.86.

Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat wzrost albeda planetarnego wzrost absorpcji w atmosferze warstwa aerozolu redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Efekt bezpośredni -prosty model radiacyjny  - grubość optyczna aerozolu  - albedo pojedynczego rozpraszania - cześć promieniowania rozpraszania wstecznie Dla molekuł =0.5 Dla aerozoli  (0.1 – 0.2) Transmisja przez warstwę aerozolu Odbicie od warstwy aerozolu Rs 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Promieniowanie wychodzące z atmosfery: Zmiana albeda planetarnego przez aerozol: Rs 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Dla <<1 ; średnia wartość dla > c Rs>0 : ochładzanie dla < c Rs<0 : ogrzewanie wartość krytyczna  dla której Rs =0 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

tak więc aerozole nad ciemną powierzchnią ziemi zawsze ochładzają klimat. aerosole 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 4/20/2017 Krzysztof Markowicz

Globalne zaciemnienie w XX wieku.

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.

Wymuszanie radiacyjne chmur

Wpływ transportu lotniczego na klimat
IPCC 1999 Całkowite wymuszanie radiacyjne związane z transportem lotniczym jest dodatnie (w szczególności również smugi kondensacyjne). Krzysztof Markowicz IGF-UW 53

Updated Aviation Radiative Forcing for 2000
Sausen et al., 2005 54 Krzysztof Markowicz IGF-UW 54

Wymuszanie radiacyjne chmur:
SW W/m2 LW 20.5 W/m2 NET W/m2

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

Chmury niskie: Mają zbliżoną temperaturę do powierzchni ziemi więc mają niewielki wpływ na promieniowanie długofalowe emitowane przez powierzchnie Ziemi Silnie odbijają promieniowanie słoneczne. Efekt netto jest ochładzający – ujemne wymuszanie radiacyjne. Chmury wysokie: Mają znacznie niższą temperaturę w stosunku powierzchni ziemi więc znacząco redukują promieniowanie długofalowe emitowane przez powierzchnie Ziemi Słabo odbijają promieniowanie słoneczne. Efekt netto jest ogrzewający – dodatnie wymuszanie radiacyjne.

Wymuszanie radiacyjne aerozoli w skali lokalnej

Modelowane zmiany klimatu w obecnym stuleciu

Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5

Podobne prezentacje

Prezentacja na temat: "Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5"— Zapis prezentacji:

Podobne prezentacje

О projekcie

Zwrotny adres

Wejść

Zaloguj się poprzez sieć społeczną:

Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5

Podobne prezentacje

Prezentacja na temat: "Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5"— Zapis prezentacji:

Podobne prezentacje

О projekcie

Zwrotny adres