Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (6): Aerozole

Aerozole atmosferyczne – jaki jest ich wkład w bilans energetyczny (radiacyjny) Ziemi? Jak wpływają na klimat zmiany koncentracji aerozolu atmosferycznego? Czym jest pośredni i bezpośredni efekt aerozolowy? Jak wpływają na klimat erupcje wulkaniczne?

Aerozol atmosferyczny – co to w ogóle jest?

Oprócz opisanych w poprzednich częściach cyklu gazów i chmur, składnikami atmosfery są również rozmaite obecne w niej cząstki stałe i płynne na tyle drobne, że opór powietrza niezwykle skutecznie hamuje ich opadanie na powierzchnię Ziemi. Zawiesinę takich cząstek w powietrzu nazywamy aerozolem atmosferycznym.

Cząstki tworzące aerozol atmosferyczny miewają różną budowę i skład chemiczny (czasem mówimy o różnych aerozolach, a czasem o różnorodnym składzie aerozolu). Mogą to być między innymi pyłki roślin, pył pustynny, dym, zanieczyszczenia wydostające się z kominów fabryk czy kryształki soli morskiej z odparowanych rozbryzgów fal. Zazwyczaj aerozol występujący w konkretnym miejscu jest mieszaniną cząstek różnego rodzaju, ale można wyróżnić określone typy mieszanin, np. aerozol morski, w którym znajdziemy dużo soli morskiej, miejski z dużym udziałem drobnych cząstek pochodzących z procesów przemysłowych lub spalin samochodowych czy pustynny, w którym dominuje pył mineralny.

Cząstki aerozolu miewają bardzo zróżnicowane rozmiary. Na ogół przyjmuje się, że ich średnice należą do przedziału 10 nm–10 m. Niektórzy podkreślają jednak, że za szczególnie dużą cząstkę aerozolu można uznać przykładowo paralotniarza, który również długo utrzymuje się w powietrzu mimo działającej na niego siły grawitacji. Serio.

Oddziaływanie aerozolu z promieniowaniem – efekty aerozolowe

Aerozol atmosferyczny, podobnie jak chmury, może oddziaływać z docierającym do atmosfery promieniowaniem słonecznym, rozpraszając je lub absorbując. W przypadku większości typów aerozolu dominuje zjawisko rozpraszania. Oznacza to, że ich obecność zwiększa albedo planetarne (spektakularnym przykładem takiego zjawiska są erupcje wulkaniczne). Zmiany albedo związane ze zmianami zawartości aerozolu rozpraszającego nazywamy bezpośrednim efektem aerozolowym.

Są jednak także cząstki (zwłaszcza sadza i inne drobiny z udziałem węgla), które wydajnie pochłaniają promieniowanie krótkofalowe, w rezultacie czego nagrzewają się same oraz powietrze w swoim otoczeniu (co ma ocieplający wpływ na klimat).

Jak łatwo się domyślić, skoro jest efekt bezpośredni, to istnieje również pośredni efekt aerozolowy. Jak wiesz już z poprzedniego rozdziału, do powstawania chmur niezbędna jest obecność w atmosferze jąder kondensacji, czyli właśnie cząstek aerozolu. Ich rodzaj i koncentracja mają wpływ na budowę i czas życia chmury.

Jeśli w atmosferze znajdzie się dużo jąder kondensacji, to powstająca dzięki nim chmura będzie się składała z wielu drobnych kropelek. Jeśli przy tej samej wilgotności w powietrzu będzie mało jąder kondensacji, powstanie również mniej kropel chmurowych (będą za to większe). Ma to wpływ na ilość promieniowania słonecznego rozpraszanego przez chmurę: im drobniejsze krople, tym większe albedo.

Naturalnym końcem życia chmury jest odparowanie kropel chmurowych lub opad (deszczu, śniegu, gradu itp.). Typowe krople opadowe mają średnice 100 razy większe niż krople chmurowe – muszą być na tyle duże, by opór powietrza słabiej przeciwstawiał się grawitacji i mogły w miarę szybko opaść na powierzchnię, nie odparowując po drodze. Jest bardzo mało prawdopodobne, by kropla chmurowa urosła do tych rozmiarów jedynie dzięki kondensacji kolejnych porcji pary wodnej. Konieczne są tu między innymi zderzenia, podczas których kropelki łączą się w większe. Proces ten jest ułatwiony, gdy w chmurze obok siebie znajdą się krople większe (opadające szybko) i mniejsze (opadające wolniej). Gdy chmura składa się z dużej liczby jednakowych drobnych kropelek, powstawanie deszczu jest utrudnione, a czas jej życia jest dzięki temu dłuższy. Widać, że skoro rozmiar i koncentracje kropel chmurowych zależą od koncentracji aerozolu atmosferycznego, to zależy od niej również czas ich życia.

Zmiany w koncentracji i rodzaju aerozolu atmosferycznego mogą mieć z punktu widzenia systemu klimatycznego Ziemi charakter sprzężenia zwrotnego (jeśli są rezultatem np. wzmożonego wywiewania pyłów pustynnych przez wiatr albo silniejszego lub słabszego pylenia przez rośliny w różnych warunkach meteorologicznych), ale i wymuszenia klimatycznego (jeśli wynikają z działalności człowieka lub na przykład erupcji wulkanicznych).

Aerozole wulkaniczne

Wielka erupcja wulkanu wyrzuca do stratosfery tlenki siarki, które reagując z tlenem i wodą, tworzą mikroskopijne kropelki kwasu siarkowego (tzw. aerozol siarczanowy), te zaś rozpraszają światło Słońca z powrotem w przestrzeń kosmiczną, zmniejszając w ten sposób ilość docierającej do powierzchni Ziemi energii.

Wielkie erupcje wulkanów są stanie wprowadzić aerozol siarczanowy wysoko do stratosfery. Jak pamiętasz, w stratosferze jest niewiele wilgoci i nie powstają opady, które mogłyby usunąć aerozole, a temperatura rośnie wraz z wysokością, co tłumi ruchy konwekcyjne. To zjawisko, zwane stabilnością statyczną stratosfery, powoduje, że cząstki aerozolu mogą utrzymać się w niej nawet przez okres kilku lat. W tym czasie dzięki wiatrom zdążą rozprzestrzenić się nad znaczną częścią planety i zauważalnie wpłynąć na bilans energetyczny Ziemi.

Erupcja dużego wulkanu Mount Pinatubo na Filipinach w roku 1991 obniżyła strumień docierającej do powierzchni Ziemi energii aż o 2%! Analizy rdzeni lodowych oraz słojów drzew pokazują, że w ostatnich 2,5 tys. lat najchłodniejsze sezony letnie były następstwem właśnie dużych erupcji wulkanicznych. 19 największych erupcji w naszej erze powodowało, średnio rzecz biorąc, ochłodzenie o 0,6±0,2°C przez pięć lat po zdarzeniu (Sigl i in., 2015).

Erupcje wulkanów mają też wpływ na topnienie czap polarnych: osiadający na lodzie popiół wulkaniczny powoduje spadek jego albedo i w rezultacie silniejsze pochłanianie promieniowania słonecznego, prowadząc do przyspieszonego topnienia lodu i śniegu. Trwa to jednak krótko, bo zimą kolejne warstwy śniegu przykrywają pył.

Emisje CO₂ można wyrażać w tonach, jednak częściej używa się jednostek milionów ton (megaton) CO₂ [MtCO₂] lub miliardów ton (gigaton) [GtCO₂].

Węgiel w różnych rezerwuarach występuje w różnych postaciach – o ile w atmosferze głównie w postaci CO₂, to już na przykład po pochłonięciu przez rośliny w wyniku fotosyntezy przechodzi w formę węglowodanów. Dlatego, by w spójny sposób wyrażać ilość węgla w poszczególnych rezerwuarach i wielkość jego przepływów pomiędzy nimi, stosuje się jednostki ekwiwalentu węgla, zwykle w milionach ton [MtC] lub miliardach ton [GtC].

Ponieważ masa molowa węgla wynosi 12 g/mol, a CO₂ – 44 g/mol, więc 1 GtC odpowiada 3,666 (czyli 44/12) GtCO₂.

Wulkany są też źródłami emisji dwutlenku węgla. Islandzki wulkan Eyjafjallajökull, który wiosną 2010 roku spowodował zamknięcie lotnisk w dużej części Europy, emitował dziennie około 150–300 tys. ton dwutlenku węgla, a pracując tak przez miesiąc, wyrzucił do atmosfery kilka milionów ton tego gazu. Jeden z najbardziej aktywnych wulkanów świata, Etna, emituje rocznie 13 mln ton CO₂. Najsilniejsza erupcja w ostatnim półwieczu – wulkanu Pinatubo – wyrzuciła 42 mln ton CO₂. W sumie emisje wulkanów lądowych i oceanicznych stref ryftowych szacuje się na ok. 200–300 mln ton CO₂ rocznie (USGS), czyli niecałe 0,1 GtC/rok (z maksymalnym zakresem oszacowań 0,035–0,12 GtC, czyli 130–440 mln ton CO₂ rocznie). Jest to jednak ponad 100 razy mniej, niż wynoszą antropogeniczne emisje tego gazu wskutek spalania paliw kopalnych i wylesiania (odpowiednio 10 GtC i 1 GtC rocznie). Wulkaniczne emisje CO₂ są przy tym równoważone w geologicznej skali czasowej procesami wietrzenia skał, usuwającymi CO₂ z atmosfery. Ta równowaga to przejaw działania tzw. termostatu węglowego, mechanizmu kluczowego dla stabilizacji klimatu Ziemi w geologicznych skalach czasu. Działanie termostatu węglowego oraz dramatyczne konsekwencje sytuacji, w których nie nadążał on za zmianami emisji wulkanicznych (lub procesów pochłaniania CO₂) opisaliśmy w artykule Wolny cykl węglowy i termostat węglowy.

Erupcje pojedynczych, leżących daleko od siebie wulkanów są od siebie niezależne: wulkan w Indonezji nie ma jak „powiedzieć” wulkanowi na Alasce, żeby wybuchł. Co innego, jeśli z jakiegoś powodu (na przykład uderzenia wielkiej asteroidy lub ruchu płyt kontynentalnych) pęka skorupa ziemska na dużym obszarze, tworząc na powierzchni milionów kilometrów kwadratowych potężne pola wulkanów, tzw. „Wielkie Prowincje Magmatyczne”. Takie zsynchronizowane działanie wulkanów może potężnie wpłynąć na klimat, zarówno za pośrednictwem emisji aerozoli siarczanowych, jak i dwutlenku węgla. Przyjrzymy się bliżej tego typu przypadkom przy analizie dawnych zmian klimatu (więcej na ten temat przeczytasz w artykułach Klimat dawnych epok: paleoceńsko-eoceńskie maksimum termiczne (PETM), Klimat dawnych epok: wielkie wymierania.

Czytaj dalej: bilans energetyczny Ziemi – wszystkie elementy.

Artykuł jest przeredagowanym na potrzeby publikacji w internecie fragmentem książki Marcina Popkiewicza, Aleksandry Kardaś i Szymona Malinowskiego pt. Nauka o klimacie.