1 / 57

Rola aerozoli w procesach klimatycznych.

Rola aerozoli w procesach klimatycznych. Krzysztof M. Markowicz Instytut Geofizyki UW. Dlaczego aerozole?. aerozole w przeciwieństwie do efektu cieplarnianego ochładzają klimat pełnia kluczowa role w procesach powstawania chmur i opadów. Atmosfera h 100 km. R6378 km.

Download Presentation

Rola aerozoli w procesach klimatycznych.

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. Rola aerozoli w procesach klimatycznych. Krzysztof M. Markowicz Instytut Geofizyki UW

  2. Dlaczego aerozole? • aerozole w przeciwieństwie do efektu cieplarnianego ochładzają klimat • pełnia kluczowa role w procesach powstawania chmur i opadów Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  3. Atmosfera h100 km R6378 km Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  4. Procesy klimatyczne • To procesy fizyczne zachodzące w atmosferze i oceanach prowadzące do zmian klimatu. Najczęściej zalicza się do nich obieg ociepla, cykl hydrologiczny oraz cyrkulację powietrza. • Determinują zmiany naturalne i antropogeniczne systemu klimatycznego oraz jego odpowiedz na zaburzenia (np. wzrost koncentracji gazów cieplarnianych). • Ważnym pojęciem w systemie klimatycznym są sprzężenia zwrotne, które związane są z procesami klimatycznymi. Zwiększają (sprzężenie dodatnie) lub zmniejszają (sprzężenie ujemne) zmiany w układzie wywołane pierwotnym zaburzeniem. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  5. Przykład sprzężenia zwrotnego w systemie klimatycznym Ziemi-Atmosfera Promieniowanie słoneczne Podwojenie koncentracji CO2 Albedo+ Strumień ciepła utajonego i odczuwalnego ujemne sprzężenie zwrotne Ocean T- T+ Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  6. Najważniejsze elementy systemu klimatycznego • Para wodna • Chmury • Oceany • Powierzchnia ziemi, Lodowce • Stratosfera z warstwą ozonu • Pozostałe gazy cieplarniane (głównie CO2) Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  7. Przyczyny zmian klimatu • Efekt cieplarniany • Efekt aerozolowy (bezpośredni i pośredni) • Zmiany cyrkulacji oceanicznej • Wybuchy wulkanów • Zmienność aktywności słońca • Zmiany w ozonosferze Przyczyny długookresowe • Zmienność orbity ziemskiej • Dryf kontynentów • Zmiany składu atmosfery Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  8. Anomalie średniej temperatury względem okresu 1961-1990 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  9. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  10. Globalne ochładzanie w stratosferze Globalne ocieplenie w troposferze Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  11. Zmiany klimatu związane są ze zmianą bilansu energii w układzie Ziemia-Atmosfera • Zasadniczą kwestią w badaniach zmian klimatu są obserwacje składowych bilansu energii oraz studia nad rozumieniem procesów prowadzących do zmiany stanu równowagi termodynamicznej Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  12. Podstawy promieniowania w atmosferze Stała słoneczna – natężenie promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery padającego na jednostkowa powierzchnie ustawiona prostopadle do padania promieniowania. Wynosi ona 1368 Wm2 i zmienia się 3.3% w ciągu roku. Uśredniona po całym globie wartość stałej słonecznej wynosi 342 Wm2 Promieniowanie ziemskie (podczerwone) związanie jest z temperatura powierzchni ziemi i w przypadku ciała doskonale czarnego wynosi F=T4, gdzie  jest stała Stefana Boltzmanna 5.67x10-8. Odstępstwo powierzchni ziemi od modelu ciała doskonale czarnego definiuje się przez zdolność emisyjna  ). W tym przypadku wzór S. Boltzmanna ma postać F= T4. Typowa wartość zmienności emisyjnej zmienia się w przedziale 0.93-0.99 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  13. Promieniowanie słoneczne oraz ziemskie Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  14. Bilans Energii w Atmosferze Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  15. Promieniowanie na szczycie atmosfery: • Promieniowanie Słoneczne Fo/4 • Promieniowanie odbite RFo/4 • Słoneczne pochłonięte: Fo(1-R)/4 • Ziemskie emitowane w kosmos: TreffTs4 • Przy założeniu równowagi radiacyjnej i braku atmosfery (Treff=1): • (temperatura efektywna) • Teff=255 K • średnia temperatura: 288 K • efekt cieplarniany= 288-255=33 K • wymuszenie radiacyjne- zaburzenie równowagi poprzez: • zmianę albeda R • zmianę efektywnej transmisji Treff Wymuszanie radiacyjne Podwojenie CO2 (2050 rok) prowadzi do wymuszania radiacyjnego +4Wm-2 T=1.2 K realna wartość 2.4 K (para wodna) Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  16. Termiczny wymiar efektu cieplarnianego 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 2.4% 1 ppbv efekt cieplarniany 33.2 T Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  17. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  18. 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 (wulkaniczny) • fragmenty roślin • sadza (elemental carbon), organic carbon • siarczany, azotany • związki organiczne i nieorganiczne Aerozole naturalne. Aerozole antropogeniczne Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  19. niehigroskopijny higroskopijny Inny podział aerozoli bardzo ważny z punktu widzenia fizyki atmosfery Sól morska Siarczany, azotany Aerozole organiczne Pył pustynny Sadze Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  20. Wielkość i kształt cząstek aerozolu Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  21. Zmętnienie atmosferypowstałe w wynikuobecności aerozoli Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  22. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  23. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  24. Zakres wielkości cząstek aerozolu:R=0.001- 5 μm • W rozkładzie wielości aerozoli wyróżniany 3 charakterystyczne grupy cząstek: • cząstki Aitkena (nucleation mod), r<0.05 m • cząstki w modzie akumulacyjnym (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. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  25. Cząstki Aitkena • powstają w czasie nukleacji homo- lub heterogenicznej pary nasyconej gazów zawartych w atmosferze. Znacznie tych cząstek w procesach klimatycznych jest marginalne Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  26. Cząstki w modzie akumulacyjnym powstają • w wyniku kondensacji pary wodnej na małych cząstkach Aitken’owskich. • w wyniku konwersji chemicznej gazu do cząstek • w wyniku produkcji mechanicznej Cząstki w tym modzie są reprezentowane przez niemal wszystkie typy aerozoli występujących w przyrodzie. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  27. Aerozole duże powstają w wyniku : • koagulacji (łączenia się mniejszych cząstek w wyniku zderzeń). Zaliczają się do nich głownie aerozole w fazie ciekłej (np. krople kwasu siarkowego) ale również aerozole w fazie stałej (np. dołączanie się cząstek sadzy do drobin piasku) • produkcji mechanicznej (powstawanie soli morskiej podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu piaskowego w czasie silnego wiatru) Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  28. Objętościowy rozkład wielkości cząstek Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  29. Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj) Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  30. Grubość optyczna aerozoli o promieniu r<1 m (aerozol antropogeniczny i powstały w czasie pożarów) Grubość optyczna aerozoli o promieniu r>1 m (piasek i sól morska) Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  31. 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 modu akumulacyjnego Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  32. Wpływ aerozoli na klimat Ziemi • Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcje promieniowania) • Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie na własności mikrofizyczne chmur) Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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

  34. Bilans promieniowania Bilans radiacyjny w atmosferze –100 Wm-2 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

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

  36. 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. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  37. Rola chmur z warstwy granicznej w systemie klimatycznym + Albedo Długość życia i rozciągłość przestrzenna Koncentracja kropelek Intensywność opadu Strumień ciepła utajonego i odczuwalnego CCN Zanieczyszczenia Ocean DMS T Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  38. Rola chmur w klimacie ziemskim 342 Wm-2 342 Wm-2 Ta4 Ta Ta4 Ts4 TTs Ts4 Ts4 Ts4 Ts Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  39. chmurywysokie ocieplają klimat chmuryniskie ochładzają klimat Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  40. Wymuszanie radiacyjne aerozoli oraz gazów cieplarnianych dla roku 2000 względem roku 1750 (raport IPCC 2001). Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  41. Efekt bezpośredni aerozol FTOA(Ro, Teff, T) Fo stałą słoneczna Fo/4 TeffσT4 Ro /4 W stanie równowagi: Fo (1-Ro)/4=TeffT4 R- planetarne albedo Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  42. Transfer promieniowana przez atmosferę prawo Lamberta Beera dla Promieniowania bezpośredniego Fo warstwa aerozolu Aerozol rozprasza i absorbuje promieniowanie Promieniowanie rozproszone  - grubość optyczna aerozolu związana z całkowitą zawartością aerozolu a atmosferze e- jest transmisja promieniowania w atmosferze  zmienia się najczęściej w przedziale 0-1 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  43. Różnica w promieniowaniu rozproszonym Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  44. Rozpraszanie w atmosferze Co byłoby gdyby nie było rozpraszania w atmosferze? • Rozpraszanie na molekułach i najmniejszych aerozolach - Rayleigh’owskie • rozpraszanie proporcjonalne do -4 • zjawisko to odpowiedzialne jest za błękitny kolor nieba. • charakterystyczna cechą jest to że promieniowanie jest symetrycznie rozpraszane do przodu jak i do tyłu. • 2. Rozpraszanie na aerozolu opisywane jest przez teorie MIE • rozpraszanie MIE nie zależy tak silnie od długości fali a zatem zarówno fale krótkie (niebieskie) jak i dłuższe (czerwone) są podobnie rozpraszane. W rezultacie niebo staje się „białawe” po rozpraszaniu na „dużych” cząstkach. • Rozpraszanie na „dużych” cząstkach uprzywilejowuje kierunek do przodu Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  45. Kiedy mamy doczynienia z rozpraszaniem Rayleigh’a a kiedy z MIE ? x=2r/  - parametr wielkości Gdy x<0.1 rozpraszanie Rayleigh’a (cząstka jest mniejsza niż długość fali) Gdy x>0.1 rozpraszanie MIE (cząstka ma rozmiary co najmniej porównywalne z długością fali) Rozpraszanie MIE Promieniowanie słoneczne: =0.5 m, x: 0.1-60 x=2r/  - parametr wielkości Promieniowanie ziemskie: =10 m, x: 0.006-3 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  46. Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  47. model radiacyjny aerozolu •  - 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 Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  48. model radiacyjny aerozolu Fo Fo(1-exp(-)) Promieniowanie wychodzące z atmosfery: Fr= Fo (r+t2Rs +t2Rs2r+t2Rs3 r2+...) Fr= Fo [r+t2Rs /(1-Rsr)] Fo(1-)(1-exp(-)) Fo(1-)(1-exp(-)) Zmiana albeda planetarnego przez aerozol: Rs=[r+t2Rs /(1-Rsr)]-Rs Foexp(-) Rs Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  49. Dla <<1 ; typowa 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] Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

  50. Badania wpływu aerozolu na klimat Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

More Related