Wykład 12 Wpływ aerozoli oraz chmur na klimat

Wykład 12

Wpływ aerozoli oraz chmur na klimat

Aerozole oddziaływają na klimat w dwojaki sposób: pierwszy zwany bezpośrednim, związanym ze zmianami bilansu promieniowania słonecznego wynikającymi z obecności warstwy aerozolu oraz drugi, pośredni związany z oddziaływaniem aerozolu na własności mikrofizyczne chmur. Aerozole wpływają istotnie na transfer promieniowania słonecznego w dolnej atmosferze poprzez proces rozpraszania. Cząsteczki zanieczyszczeń mogą również absorbować promieniowanie słoneczne, jednak dość często efekt ten jest zaniedbywalnie mały. Oddziaływanie aerozolu z promieniowaniem zależy od rozmiaru aerozolu, jego składu chemicznego oraz długości fali. Porównywalny rozmiar cząsteczek zanieczyszczeń powietrza i długości fali promieniowania słonecznego sprawia, że rozpraszanie na aerozolu jest typu Mie. Oznacza to, że współczynnik ekstynkcji promieniowania nie jest monotoniczną funkcja długości fali, zaś funkcja fazowa rozpraszania jest asymetryczna i zdecydowana większa część fotonów rozpraszana jest do przodu. W przypadku, gdyby aerozol nie absorbował promieniowania słonecznego powodowałby obniżanie się temperatury powietrza. W rzeczywistości aerozol może absorbować promieniowanie słoneczne, co w pewnych warunkach może powodować ogrzewanie się warstwy powietrza.

Rozpatrzymy prosty radiacyjny model warstwy aerozolu.

Zmianę natężenie promieniowania bezpośredniego po przejściu przez atmosferę wyraża prawo Beer’a:

gdzie t - jest grubością optyczna aerozolu.

Przez b oznaczmy część promieniowania rozproszoną w kierunku przestrzeni kosmicznej wówczas (Rys. 12.1) część promieniowania przechodząca przez warstwę aerozolu wynosi

część promieniowania odbita w przestrzeń kosmiczną zaś . Promieniowanie uciekające z atmosfery ziemskiej w przestrzeń kosmiczną można wyznaczyć sumując następujący szereg

.

Zmiana albeda układu Ziemia-Atmosfera spowodowana istnieniem warstwy aerozolu wynosi

Rys. 12.1 Prosty model radiacyjny aerozolu

dla (przeciętna wartość grubości optycznej aerozolu wynosi: 0.1-0.2)

.

Stąd zmiana albeda planetarnego wynosi

.

Obliczmy wartość krytyczną albeda pojedynczego rozpraszania, przy której nie mamy zmiany albeda planetarnego

Dla mamy , co prowadzi więc do ochładzania się  Ziemi.  W przeciwnym wypadku pojawienie się warstwy aerozolu będzie powodowało ocieplanie powietrza. Dla małych grubości optycznych _c zależy od albeda powierzchni Ziemi oraz albeda pojedynczego rozpraszania. Typowa wartość albeda na rozpraszanie na pojedynczej cząstce wynosi około 0.9-0.95. Znacznie bardziej zmiennym parametrem jest albedo powierzchni Ziemi. Nad obszarem o dużym albedzie (np. śnieg) aerozol nie zależnie od tego jak silnie absorbuje będzie zawsze prowadził do ocieplania klimatu. W drugim skrajnym przypadku nad powierzchnia wody przy małych kątach zenitalnych Słońca warstwa aerozolu prowadzić będzie do ochładzania. Rys. 12.2 przedstawiają zmiany albeda planetarnego wywołanego istnieniem warstwy aerozolu dla dużych cząstek oraz dla małego aerozolu Rys. 12.3 przy albedzie powierzchni Ziemi 0.3. Widoczne jest, że duży aerozol prowadzi do zmniejszania się albeda a wiec ocieplania, zaś mały wywołuje ochładzanie.  

Rys. 12.2 Zależności krytycznej wartości albeda pojedynczego rozpraszania od albeda powierzchni Ziemi oraz współczynnika rozpraszania do tyłu.

Obliczmy, jakie bezpośrednie zmiany temperatury powierzchni Ziemi wywoła zmiana planetarnego albeda. Wymuszanie radiacyjne w tym przypadku wynosi

Współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne podobnie, jak w przypadku efektu cieplarnianego wynosi . Zmiana temperatury powietrza w tym przypadku wynosi . Po uwzględnieniu bilansu promieniowania na szczycie atmosfery mamy

Rys. 12.3 Zmiana planetarnego albeda układu Ziemia-Atmosfera w zależności od albeda pojedynczego rozpraszania i grubości optycznej przy współczynniku rozpraszania do tyłu równego 0.2.



Rys. 12.4 Zmiana planetarnego albeda układu Ziemia-Atmosfera w zależności od grubości optycznej aerozolu oraz albeda pojedynczego rozpraszania przy współczynniku rozpraszania do tyłu równego 0.4.

Przy zwiększeniu albeda o 1%, otrzymujemy

_{Z powyższych 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.}

Przedstawiony powyżej model warstwy aerozolu jest bardzo prostym i główne różnice pomiędzy nim a rzeczywistym modelem aerozolu wynikają z następujących powodów:

1. 
   Własności optyczne aerozoli zależą silnie od długości fali
   
2. 
   Pionowy rozkład aerozoli jest niejednorodny (mogą pojawiać się w atmosferze 2 lub więcej warstw aerozoli o różnych własnościach optycznych.
   
3. 
   Użyty model transferu promieniowania jest bardzo uproszczony
   

Rola chmur w klimacie
Chmury pokrywają około 50% powierzchni Ziemi, dlatego, też są one bardzo ważne z klimatycznego punktu widzenia. Wpływ chmur na planetarne albedo jest intuicyjnie prosty, gdyż wzrost zachmurzenia prowadzi do wzrostu albeda planetarnego. Jak już wcześniej wspomniano, średnie albedo powierzchni ziemi wynosi 0.12 jednak po uwzględnieniu chmur zwiększa się do około 0.31.

Rys. 12.5 Zdolność emisyjna chmur wodnych oraz lodowych

Wpływ chmur na klimat układu Ziemia-Atmosfera nie jest już taki oczywisty. Z jednej strony chmury zwiększają planetarne albedo, zaś z drugiej zmniejszają ucieczkę promieniowania długofalowego w przestrzeń kosmiczną zapobiegając w ten sposób utracie energii. W celu zbadania wpływu chmur na klimat musimy poznać ich własności optyczne oraz radiacyjne.

Wykres 12.5 przedstawia zależność zdolności emisyjnej chmur wodnych oraz lodowych w zależności od wodności. Wynika z niego, że chmury zawierające ponad 20 gcm^-2 wody zachowują się praktycznie jak ciała doskonale czarne. Wartość ta nie jest duża i dla typowych chmur niskich jest osiągana dla chmur o grubości kilkudziesięciu metrów.

Rys. 12.6 Porosty radiacyjny model izotermicznej chmury
Rozpatrzmy prosty model izotermicznej chmury (Rys. 12.6), której zdolność emisyjna nie zależy od długości fali i wynosi . Wówczas „ogrzewanie” chmury wynosi

.

Jest ono ujemne, gdyż chmura wychładza się radiacyjnie. 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 jest temperaturą podstawy chmury. Przy czym założyliśmy, że chmura jest na tyle gruba, że można ją traktować jak ciało doskonale czarne. Powyższy wzór zaś 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 Wm^-2. 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 211 Wm^-2. Zauważmy, że z definicji strumieni netto wynika, że podstawa chmury jest słabo grzana (16 Wm^-2) zaś wierzchołek chmury silnie chłodzony (211 Wm^-2). Zatem, chmura jest silnie chłodzona jako całość (196 Wm^-2). Przedstawiony prosty model radiacyjny chmury pokazuje bardzo ważną jej własność dotyczącą radiacyjnego chłodzenia. Szczególnie tyczy się to wierzchołka chmury gdzie występuję bardzo silne wypromieniowanie energii w postaci promieniowania długofalowego. W rzeczywistej atmosferze obszar wychłodzenia jest bardzo cienki i charakteryzuje się silną dywergencją strumienia promieniowania. Silne ochładzanie destabilizuje chmurę zwiększając gradient temperatury w jej wnętrzu, więc ma kluczowe znaczenie dla rozwoju, czy utrzymywania się chmury. Efekt ten zaznacza się szczególnie w chmurach stratocumulus, których czas życia może być znaczny. Obliczmy, jakie jest tempo ochładzania radiacyjnego chmury

K/dzień

gdzie C_p=1004 J kg^-1K^-1 jest ciepłem właściwym powietrza. W przypadku chmur stratocumulus, które są dość stabilne ubytek energii musi być zrównoważony przez strumień promieniowania odczuwalnego oraz utajonego niesiony od powierzchni ziemi. Na szycie chmury gdzie ubytek ten jest największy istotną role odgrywa turbulencja, która prowadzi do mieszania chmury z ciepłym i suchym powietrzem z poza chmury.

Zastanówmy się jednak, jaki wpływ mają wysokie chmury typu cirrus. Są one ze względu na małe grubości optyczne w zasadzie przeźroczyste dla promieniowania krótkofalowego. Jednak w przypadku promieniowania długofalowego absorbują one znaczną jego część. Ze względu na fakt, że temperatura powietrza na wysokości cirrusów jest niska i często spada po niżej -40^o C zwrotne promieniowanie długofalowe emitowane przez te chmury w kierunku przestrzeni kosmicznej jest znacznie mniejsza niż promieniowanie powierzchni ziemi chmur te ocieplają układ Ziemia-Atmosfera. Jednocześnie zauważmy, że emitowana przez te chmury energia w kierunku powierzchni ziemi jest znacznie mniejsze niż w przypadku chmur średnich lub niskich. Wynika stąd, że chmury wysokie mają znacznie większy wpływ na promieniowania długofalowe na szczycie atmosfery w porównaniu z powierzchnią ziemi. W przypadku chmur niskich mamy przeciwną sytuację ze względu na ich porównywalną temperaturę z temperaturą powierzchni ziemi. Tym samym ich wpływ na promieniowanie długofalowe na szczycie atmosfery jest znikomy. Z drugiej strony chmury te emitują w kierunku ziemi silny strumień promieniowania zwrotnego. Mimo tego, ze względu na wysokie albedo chmury te chłodzą klimat w skali globalnej. Jeśli weźmiemy pod uwagę, że niskie chmury typu stratocumulus i stratus pokrywają około 29% powierzchni ziemi (głównie oceanów) to okazuje się pełnią one istotną funkcję w bilansie energetycznym Ziemi i stąd wynika obecne duże zainteresowanie naukowców mikrofizyką oraz optyką tych chmur.



Rys. 12.7 Długofalowe promieniowanie opuszczające atmosferę przy obecności chmur (górny wykres) oraz dla czystego nieba (dolny wykres).



Rys. 12.8 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, F_c strumieniem promieniowania czystego nieba, zaś F_o strumieniem promieniowania pochodzącym od chmury.

Wróćmy do wpływu aerozolu na klimat a konkretnie jego pośredniego wpływu. Wpływ pośredni aerozolu (indirect effect) na bilans promieniowania słonecznego jest mało znany, aczkolwiek szacuje się, że prowadzi on do ujemnego wymuszania radiacyjnego. Jednak jego wartość, co do amplitudy jest mocno niepewna. Wyróżnia się dwa pośrednie wpływy aerozoli na klimat, poprzez ich oddziaływanie na chmury. Pierwszy, zwany także efektem Twomey’a związany jest z oddziaływaniem aerozoli będącymi jądrami kondensacji na widmo kropel chmurowych. Widmo kropel zaś decyduje o własnościach radiacyjnych chmury takich jak albedo przez co wpływa na bilans promieniowania słonecznego i ziemskiego. Tak więc wzrost koncentracji aerozolu (przy niezmiennej wodności chmury) powoduję wzrost liczby kropel w chmurach. W czystym powietrzu krople chmurowe są większe przy tej samej wodności jest ich mniej. Albedo takich chmur jest zatem mniejsze w porównaniu z albedem chmury powstałej w powietrzu zanieczyszczonym. Aerozol, którego maksimum koncentracji występuje w warstwie granicznej najsilniej modyfikuje własności optyczne chmur niskich (Sc, St, Ns, Cu), które jak wcześniej wspomniano chłodzą klimat. Nietrudno więc stwierdzić, że skoro tak jest to wzrost koncentracji aerozolu zwiększając albedo chmury prowadzi do ujemnego wymuszania radiacyjnego.

Drugi związany jest z „czasem życia chmury”. Obecności małych cząstek aerozolu w chmurze powoduje, że nie powstają w niej duże krople chmurowe zdolne do wypadnięcia z chmury. Ponadto wyróżnia się jeszcze tak zwany pół-bezpośredni efekt (semi-direct effect), który związany jest z wpływem silnie absorbujących aerozoli (głównie sadzy). Absorpcja promieniowania słonecznego przez te cząstki prowadzi do parowania chmury.

Rys. 12.9 Wymuszanie radiacyjne chmur dla promieniowania krótkofalowego (górny rysunek) oraz promieniowania długofalowego (dolny rysunek)
Przykład I efektu pośredniego

Rozpatrzmy prosty model chmur pokazujący efekt Twomey’ego. Rozważmy w tym celu dwie monodyspersyjne chmury o grubości pionowejmetrów, 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

Po podstawieniu otrzymujemy wartość N₂=125 1/cm³.

Rys. 12.10. Chmury o różnej zawartości jąder kondensacji

W celu wyznaczenia albeda chmur korzystamy z przybliżenia dwu-strumieniowanego w którym albedo przy założeniu braku absorpcji promieniowania dane jest przybliżonym wzorem

gdzie zmodyfikowana grubość optyczna chmury zdefiniowana jest przy pomocy równania.

Zakładając, że chmury rozpraszają w reżimie geometrycznym (efektywny przekrój czynny na rozpraszanie wynosi 2) wyznaczamy grubość optyczną ze wzoru

.

Stosując teorię rozpraszania MIE można wyznaczyć parametry asymetrii dla obu chmur i wynoszą one odpowiednio i . Po podstawieniu do wzoru na grubość optyczną oraz albedo otrzymujemy:

oraz i .

Wyniki uzyskane w powyższym przykładzie jednoznacznie pokazują, że wzrost rozmiaru kropel chmurowych związany z mniejszą liczbą jąder kondensacji prowadzi do spadku albeda chmur. Wykorzystując powyższe wzoru ławo pokazać, że grubość optyczna chmury wynosi

gdzie w jest wodnością a  gęstością wody. Tym samym widzimy, że dwukrotny wzrost promienia kropel powoduje dwukrotną redukcję grubości optycznej chmury.

Wykres 12.11 przedstawia między innymi globalne wymuszenie radiacyjne związane z efektem bezpośrednim i pośrednim aerozolu. Wymuszenie radiacyjne w pierwszym przypadku wynosi około -0.5 Wm^-2 zaś w drugim około -0.7 Wm^-2. Wyniki te podane jako wartości średnie dla całego globu obarczone są znaczną niepewnością która szczególnie w przypadku efektu pośredniego jest bardzo duża. Do analizy tego wykresu wrócimy jeszcze w następnych wykładach.


Rys. 12.11 Wymuszanie radiacyjne na podstawie raportu IPCC, 2007