1 / 54

Fizyka Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury

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. Bilans promieniowania słonecznego oraz ziemskiego atmosferze

mili
Download Presentation

Fizyka Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury

An Image/Link below is provided (as is) to download presentation Download Policy: Content on the Website is provided to you AS IS for your information and personal use and may not be sold / licensed / shared on other websites without getting consent from its author. Content is provided to you AS IS for your information and personal use only. Download presentation by click this link. While downloading, if for some reason you are not able to download a presentation, the publisher may have deleted the file from their server. During download, if you can't get a presentation, the file might be deleted by the publisher.

E N D

Presentation Transcript

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

  2. Wpływ aerozoli i chmur na system klimatyczny

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

  4. Krzysztof Markowicz IGF-UW

  5. Zanieczyszczenia atmosfery zwane inaczej aerozolamito 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 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  6. Wielkość i kształt cząstek aerozolu 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  7. Zmętnienie atmosferypowstałe w wynikuobecności aerozoli 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  8. 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  9. 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. 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  10. 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 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  11. 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 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  12. Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj) 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  13. Wpływ aerozoli na klimat Ziemi Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcję promieniowania w atmosferze Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie aerozolu na własności mikrofizyczne chmur) 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  14. 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!

  15. Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat wzrost albeda planetarnego wzrost absorpcji w atmosferze warstwa aerozolu redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  16. Bilans Energii w Atmosferze Bilans radiacyjny w atmosferze –100 Wm-2 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  17. 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 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  18. For Fot2Rs Promieniowanie wychodzące z atmosfery: Fr= Fo (r+t2Rs +t2Rs2r+t2Rs3 r2+...) Fr= Fo [r+t2Rs /(1-Rsr)] Fo Fo(1-)(1-exp(-)) Zmiana albeda planetarnego przez aerozol: Rs=[r+t2Rs /(1-Rsr)]-Rs Fot FotRs Rs 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  19. 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] 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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

  21. 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 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  22. 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.

  23. 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

  24. 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.

  25. Globalne zaciemnienie w XX wieku. 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  26. Kim and Ramanathan (2008) Grubość optyczna aerozolu

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

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

  29. Wymuszanie radiacyjne wszystkich aerozoli znajdujących się w atmosferze

  30. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . większe albedo Stratocumulus . . . . . . . . . . . :: . . . . . . . . . . :: . . . . :: :: . . . . . . . . . . :: . . . . . . . . . . . . . . . . :: :::: :: Większa koncentracja kropel, Mniejszy promień re :: . . Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  31. Pierwszy pośredni wpływ aerozoliChmury ‘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. 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  32. 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 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  33. 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

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

  35. 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.

  36. Wpływ aerozolu na bilans radiacyjny - podsumowanie 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  37. Projekt A-trainbadanie wpływu aerozolu na klimat 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  38. 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.

  39. Czy chmury są doskonale czarne?

  40. 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.

  41. 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.

  42. 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

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

  44. Wpływ chmur Scu na globalny bilans radiacyjny Własności radiacyjne: WystępowanieScu: + ALBocean = 5-10 % VIS IR ALBScu = 30-60 % IR VIS ALBScu ~ 5-10*ALBocean Hartmann (1992) • Ujemne wymuszenie radiacyjne ~ 3-4 % strumienia promieniowania słonecznegootrzymywanego średnio przez układZiemia-Atmosfera ~ 20-30 % powierzchni oceanów (Warren et al., 1986) 10/13/2014 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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

  46. 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.

  47. Wymuszanie radiacyjne chmur

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

  49. Kim and Ramanathan (2008)

More Related