Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (1): Termiczna struktura atmosfery

W artykule Globalne ocieplenie: wersja dla niewtajemniczonych wyjaśniliśmy podstawy bilansu energetycznego planety, a w artykule Efekt cieplarniany – jak to działa przedstawiliśmy najprostszy model efektu cieplarnianego – model szyby. Jak jednak zauważyliśmy w artykule: „model szyby pozwala łatwo zrozumieć podstawy działania efektu cieplarnianego, jest jednak tylko bardzo uproszczoną ilustracją zachodzących procesów. W rzeczywistości gazy cieplarniane nie tworzą cienkiej warstwy, lecz są rozproszone w atmosferze, nie wypromieniowują też energii jak ciało doskonale czarne, lecz pochłaniają i emitują jedynie fotony o określonych energiach, na różnych wysokościach panują różne temperatury, występuje transport energii przez konwekcję, ewapotranspirację itd.”

Wychodząc naprzeciw licznym prośbom o tekst na ten temat, przygotowaliśmy serię artykułów pod wspólną nazwą „Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych”, bazujący na materiałach książki „Nauka o klimacie”:

Termiczna struktura atmosfery

Gazy cieplarniane i ich cechy 
Wpływ gazów cieplarnianych na widmo promieniowania ziemskiego
Zmiany koncentracji gazów cieplarnianych a transport energii 
Wpływ chmur 
Aerozole
Bilans energetyczny Ziemi
 
Dziś pierwsza część.

Rysunek 1: Pomiary temperatury na różnych wysokościach w atmosferze prowadzi się tradycyjnie i regularnie za pomocą radiosond – niewielkich zestawów czujników meteorologicznych przyczepianych do jednorazowych balonów meteorologicznych. Na zdjęciu widoczna jest nowoczesna, automatyczna stacja wypuszczająca balony użytkowana przez NOAA (zdjęcie zamieszczamy dzięki uprzejmości tej agencji). Wyniki sondowań z całego świata znajdziecie na stronie Uniwersytetu w Wyoming.

Gdyby promieniowanie było jedynym mechanizmem transportu energii od powierzchni Ziemi w górę, obserwowalibyśmy spadek temperatury wraz z wysokością w tempie około 16 stopni na kilometr. W rzeczywistości, choć temperatura w troposferze (warstwie atmosfery od powierzchni planety do wysokości 7–16 km) faktycznie spada wraz z wysokością, to jednak nie aż tak szybko. Zawdzięczamy to zjawisku konwekcji oraz transportowi ciepła w postaci utajonej, które to mechanizmy wspomagają przenoszenie energii od powierzchni Ziemi ku wyższym partiom troposfery i ułatwiają wypromieniowywanie z nich energii w przestrzeń kosmiczną. Gdyby nie te mechanizmy, to temperatura powierzchni naszej planety byłaby wyższa. Przyjrzyjmy się im.

W miarę wznoszenia się nad powierzchnię Ziemi ciśnienie powietrza spada (bo warstwa powietrza powyżej robi się coraz cieńsza, a więc wywiera coraz mniejszy nacisk) – spójrz na rysunek 2. W przybliżeniu opisuje to zależność wyprowadzona z równań hydrostatyki:

p(h)=p0 · e-h/H

gdzie ciśnienie p jest wyrażone w atmosferach (na powierzchni Ziemi ciśnienie wynosi p0=1[atm]), h oznacza wysokość, a parametr H określa różnicę wysokości, przy jakiej ciśnienie spada o czynnik e=2,7128.

Można wykazać, że dla gazu doskonałego (co jest dobrym przybliżeniem dla powietrza):

H=R · T/(Mp· g)

gdzie R to stała gazowa powietrza suchego równa 8,3 J/(mol · K), T to temperatura w kelwinach (dla wysokości do 80 km temperatura zmienia się o nie więcej niż ±20%, można więc z dobrym przybliżeniem przyjąć średnią temperaturę T = 250 K), MP to średnia masa molekuł powietrza wynosząca 29 g/mol (średnia ważona 78% masy cząsteczek N2 po 28 g/mol i 21% masy cząsteczek O2 po 32 g/mol oraz 1% pozostałych składników gazowych suchego powietrza), a g = 9,81 m/s2 to przyśpieszenie ziemskie.

Dla powyższych wartości uzyskujemy H = 7,4 km. Oczywiście dla innych planet (o innej atmosferze i przyspieszeniu grawitacyjnym) parametr H może przyjmować znacząco inne wartości.

Rysunek 2: Pionowy profil ciśnienia atmosferycznego.

Warto w tym miejscu zauważyć, że atmosfera Ziemi jest niezwykle cienka w stosunku do rozmiaru promienia naszej planety. Przypomnijmy, że promień Ziemi to ok. 6400 km. Jeśli spojrzymy na rysunek 2 , pamiętając, że ciśnienie powietrza to ciężar jego słupa ponad danym miejscem, zobaczymy, że poniżej 18 km jest zgromadzone ponad 90% masy powietrza. Gdy lecimy samolotem na wysokości 12 km, mamy pod sobą 80% masy atmosfery. Geofizycy mówią, że atmosfera (a także ocean) to są cienkie warstwy płynów na obracającej się planecie. W tak cienkiej warstwie ruchy w pionie i w poziomie mają zupełnie inny charakter – dlatego przy modelowaniu systemu klimatycznego zasadne jest różne potraktowanie przepływów w pionie i w poziomie.

Jak wspominaliśmy, kolejną istotną cechą atmosfery (a w każdym razie jej dolnej części – troposfery) jest spadek temperatury wraz z wysokością. Zależnie od warunków wynosi on około 4–10°C/km.

Dlaczego tak jest, skoro przecież to właśnie ciepłe powietrze jest lżejsze i unosi się ku górze? Odpowiada za to spadek ciśnienia z wysokością.

Wyobraźmy sobie, że powietrze przy powierzchni w jakimś miejscu się nagrzało, na przykład w wyniku przylegania do dobrze pochłaniającej promienie słoneczne powierzchni o małym albedo. Cieplejsze powietrze będzie mieć gęstość mniejszą od powietrza w jego otoczeniu, zacznie się więc unosić w wyniku działania siły wyporu.

Dla ułatwienia wyobraźmy sobie, że mamy do czynienia z pewną objętością – „balonikiem” – ciepłego i suchego powietrza (obecność pary wodnej uwzględnimy później). W miarę jak „balonik” wznosi się coraz wyżej, doświadcza coraz niższego ciśnienia. W związku z tym powietrze w „baloniku” rozpręża się, zwiększając swoją objętość. Rozprężanie się gazu wiąże się ze spadkiem jego temperatury, stąd temperatura wznoszącego się w procesie konwekcji „balonika” spada z wysokością. Ponieważ powietrze jest bardzo dobrym izolatorem cieplnym, „balonik” nie wymienia ciepła z otoczeniem i tym samym mamy do czynienia z procesem adiabatycznym. W takim wypadku spadek temperatury wznoszącego się „balonika” powietrza wynosi około 10°C/km.

Rysunek 3: Typowy balon meteorologiczny (taki jak na rysunku 1) na pewnej wysokości pęka, rozsadzony przez wypełniający go gaz, który zwiększa swoją objętość. Do badań wyższych partii atmosfery (stratosfery) wykorzystuje się więc balony innego typu, których powłoka ma duży „zapas”. Zdjęcie: NASA/Bill Rodman (za Wikimedia, domena publiczna).

W rzeczywistej atmosferze spadek temperatury jest mniejszy, najczęściej 4–7°C/km. Jest tak, ponieważ cząstki mieszają się trochę z otoczeniem, powietrze pochłania (w niewielkim stopniu) promieniowanie słoneczne, a przede wszystkim we wznoszących się „balonikach” czasem dochodzi do kondensacji pary wodnej, co spowalnia ochładzanie się powietrza podczas wędrówki w górę. Przejdźmy więc do tematu pary.

Woda, parując, pobiera z otoczenia energię (ciepło przemiany fazowej, czyli energia związana ze zmianą stanu skupienia), która może zostać oddana do otoczenia w procesie kondensacji. Jeśli zdarzyło ci się włożyć na chwilę dłoń do strumienia pary z czajnika, wiesz, że jest to bardzo bolesne doświadczenie. Temperatura pary z czajnika to 100°C, co jest temperaturą niższą od temperatury wnętrza rozgrzanego piekarnika, a jednak przy włożeniu ręki do piekarnika nie oparzysz się, jeśli nie dotkniesz jego ścianki. Para wodna parzy nie dlatego, że ma tak wysoką temperaturę, tylko dlatego, że osiadając na naszej skórze, kondensuje i oddaje ciepło w tym procesie; w strumieniu pary nasyconej nasza dłoń nie może też się ochłodzić przez parowanie wody z powierzchni skóry.

Maksymalna koncentracja pary wodnej, jaka może się znaleźć w powietrzu, bardzo silnie zależy od jego temperatury – w wysokiej temperaturze atmosfera może pomieś­cić dużo pary wodnej, w niskiej bardzo mało. Najwięcej pary wodnej przy powierzchni Ziemi spotyka się w strefie równikowej (do 30 g/m3 czy inaczej 42 hPa w stanie nasycenia powietrza parą wodną przy temperaturze 30°C), najmniej zaś w strefach zimnych (0,14 g/m3 przy temperaturze -42°C) lub bardzo suchych, gdzie na powierzchni planety nie ma wody, która mogłaby wyparować. Średnia zawartość pary w powietrzu z każdym kilometrem wysokości maleje mniej więcej o połowę. Przykładowo, jeśli przy powierzchni Ziemi jest około 10 gramów pary wodnej na metr sześcienny powietrza (10 g/m3), to na wysokości 1 kilometra będzie jej już tylko 5 g/m3 itd.

Rysunek 4: Maksymalna zawartość pary wodnej w powietrzu w zależności od temperatury (wilgotność bezwzględna w stanie nasycenia).

Ciśnienie nasycenia – maksymalne ciśnienie cząstkowe (zwane także parcjalnym) pary wodnej w danej temperaturze.

Wilgotność względna – wyrażony w procentach stosunek ciśnienia cząstkowego pary wodnej zawartej w powietrzu do ciśnienia nasycenia nad płaską powierzchnią czystej wody w tej samej temperaturze. Przykładowo, jeśli ciśnienie cząstkowe pary wodnej w temperaturze 30°C wynosi 30 hPa, to znając ciśnienie nasycenia (42 hPa), możemy obliczyć wilgotność względną, która wyniesie ok. 71%.

Wilgotność bezwzględna to zawartość pary wodnej w powietrzu w jednostce objętości równej 1 m³, wyrażona w gramach [g/m³]. Maksymalną zawartość pary wodnej w powietrzu w zależności od temperatury pokazuje rysunek 4.

Jeśli powietrze styka się z wodą w stanie ciekłym (np. przy powierzchni morza albo gdy mamy w powietrzu krople wody), para wodna dąży do osiągnięcia równowagi, zwanej też stanem nasycenia. Jest to sytuacja, w której w powietrzu znajduje się maksymalna (w danej temperaturze) ilość pary wodnej, czyli zachodzące przy powierzchni wody procesy skraplania i parowania się równoważą. Jeśli ciśnienie cząstkowe pary wodnej jest mniejsze niż w stanie równowagi, mówimy, że para jest nienasycona, a woda (ze zbiornika albo z kropel chmurowych) będzie wówczas parować. Jeżeli ciśnienie cząstkowe pary jest większe niż odpowiadające stanowi nasycenia (taki stan nazywamy przesyceniem), para będzie kondensować w formie kropel lub kryształków lodu (o ile dostępne będą jądra kondensacji), aż do osiągnięcia stanu nasycenia.

Para przesycona – para wodna kondensuje.

Para nienasycona – woda paruje.

Wróćmy do naszego unoszącego się w górę „balonika”, tym razem zawierającego powietrze z parą wodną. Niech początkowa (przy powierzchni) wilgotność powietrza w tym baloniku wynosi 100% (powietrze zawiera parę wodną w stanie nasycenia). Podczas wznoszenia się balonika, wraz ze spadkiem temperatury zawartość pary wodnej, jaka może pomieścić się w powietrzu, spada. Para staje się przesycona i w efekcie zaczyna się skraplać, wydzielając przy tym ciepło przemiany fazowej, które podgrzewa powietrze w „baloniku”, tym samym napędzając jego dalsze wznoszenie. Podczas gdy w suchym baloniku spadek temperatury wraz z wysokością wynosi ok. 10°C/km (tzw. gradient suchoadiabatyczny), w baloniku zawierającym powietrze wilgotne (rozumiane jako takie, w którym dochodzi do skraplania pary wodnej) jest to ok. 4–7°C/km (tzw. gradient wilgotnoadiabatyczny).

Gradient suchoadiabatyczny – zmiana temperatury wznoszącej się lub opadającej porcji powietrza, która nie miesza się z otoczeniem i nie wymienia z nim ciepła, gdy zawarta w niej woda (para wodna) nie zmienia stanu skupienia. Gradient suchoadiabatyczny w atmosferze Ziemi wynosi ok. 10°C/km.

Gradient wilgotnoadiabatyczny – zmiana temperatury wznoszącej się lub opadającej porcji powietrza, która nie miesza się z otoczeniem i nie wymienia z nim ciepła, gdy w wyniku adiabatycznego sprężania lub rozprężania zachodzi skraplanie lub parowanie wody. Wartość gradientu wilgotnoadiabatycznego zależy od temperatury i ciśnienia. Dla typowych warunków atmosferycznych wynosi 4–7°C/km.

Rzeczywisty gradient temperatury (zmiana temperatury powietrza z wysokością) w atmosferze zależy od wielu czynników i zazwyczaj zawiera się pomiędzy gradientem sucho- i wilgotnoadiabatycznym. Typowa wartość gradientu temperatury w troposferze wynosi około 6°C/km. W praktyce, gdy w atmosferze mamy do czynienia z konwekcją, we wznoszącej się od powierzchni Ziemi, początkowo nienasyconej porcji powietrza, wilgotność względna jest mniejsza od 100% i temperatura spada zgodnie z gradientem suchoadiabatycznym. Powyżej poziomu kondensacji, gdy wilgotność wzrasta do 100%, zaczyna się skraplanie pary wodnej, powstaje chmura i temperatura spada zgodnie z gradientem wilgotnoadiabatycznym.

Rysunek 5: Modelowy profil temperatury w atmosferze uwzględniający gradient suchoadiabatyczny (10°C/km) przy powierzchni Ziemi oraz wilgotnoadiabatyczny (6°C/km) powyżej tzw. poziomu kondensacji, czyli wysokości, na której para wodna osiąga stan nasycenia i zaczyna kondensować. Wysokość ta jest zmienna, zależy od panującej temperatury i wilgotności.

Ponieważ transport energii w troposferze zachodzi zarówno w wyniku promieniowania, jak i konwekcji, typowy profil temperatury jest wypadkowym efektem równowagi radiacyjno-konwekcyjnej, czyli jednoczesnego działania promieniowania i konwekcji (z kondensacją pary wodnej).

Wyobraźmy sobie model atmosfery ziemskiej, w którym początkowy średni spadek temperatury z wysokością wynosiłby 16°C/km (jak w sytuacji, w której promieniowanie byłoby jedynym sposobem transportu energii). Umieśćmy w niej nasz „balonik” z powietrzem zawierającym parę wodną i wyobraźmy sobie, że podnosimy go na przykład o kilometr do góry. Powietrze w „baloniku” ochłodziłby się w takiej sytuacji o 6 stopni, ale powietrze w otoczeniu – aż o 16. „Balonik” stałby się więc znacznie cieplejszy od otoczenia, różnica gęstości powietrza pomiędzy jego wnętrzem i otoczeniem wzrosłaby jeszcze bardziej, a siła wyporu napędzałaby jego dalsze unoszenie się. Tym samym konwekcja bardzo intensywnie przenosiłaby energię w górę atmosfery, nagrzewając jej wyższe warstwy aż do momentu, w którym gradient temperatury osiągnąłby wartość 6°C/km. W takiej sytuacji „balonik” wypchnięty do góry ochładzałby się dokładnie tak samo jak jego otoczenie, wypór spadłby do zera, opór powietrza zatrzymałby ruch i nie byłoby powodu, by unosił się wyżej. W ten sposób konwekcja i parowanie wody skutecznie odprowadzają energię z powierzchni Ziemi, robiąc „wyrwę” w izolacyjnym działaniu gazów cieplarnianych.

Często mówi się, że naturalny (nie uwzględniający naszego wpływu) efekt cieplarniany podnosi temperaturę powierzchni Ziemi o 33 stopnie. Warto pamiętać, że to skrót myślowy, w którym do jednego worka z efektem cieplarnianym (związanym z transportem energii przez promieniowanie) wrzuca się inne zjawiska transportu energii, takie jak konwekcja i parowanie oraz kondensacja wody. Bez nich efekt cieplarniany podnosiłby temperaturę powierzchni Ziemi o więcej niż 33 stopnie.

Położona najbliżej Ziemi warstwa atmosfery, na której dotąd się koncentrowaliśmy i w której temperatura spada z wysokością nazywa się troposferą. Jej grubość zależy od temperatury powierzchni Ziemi. Na równiku, gdzie temperatura powierzchni jest wysoka, konwekcja jest intensywna, a grubość troposfery sięga 16–20 km. W zimnych okolicach okołobiegunowych głębokość troposfery wynosi zaledwie 5–6 km zimą i 7–8 km w lecie.

Wzrost temperatury z wysokością działa hamująco na konwekcję. Łatwo to wytłumaczyć, korzystając ponownie z naszego wyodrębnionego myślowo „balonika z powietrzem”. Gdybyśmy umieścili go w takiej warstwie, a następnie przemieścili nieco do góry, to powietrze w „baloniku” rozprężyłoby się, a jego temperatura spadła. Otoczenie natomiast byłoby cieplejsze niż w miejscu startu „balonika”. W efekcie balonik stałby się chłodniejszy od powietrza w swoim otoczeniu, a zatem bardziej gęsty od niego, co spowodowałoby jego opadnięcie.

W podobny sposób, choć mniej efektywnie, hamuje ruchy pionowe warstwa o niezmieniającej się z wysokością temperaturze. Dlatego tropopauza (obszar przejściowy między troposferą i stratosferą, w którym temperatura jest mniej więcej stała z wysokością) działa jak przykrywka, hamująca ruchy pionowe i niepozwalająca powietrzu na efektywne przedostawanie się wyżej. Można to zobaczyć, obserwując chmury cumulonimbus, w których relatywnie ciepłe wilgotne powietrze gwałtownie unosi się do góry, tworząc na granicy stratosfery (w szerokościach umiarkowanych 10 km, w strefie równikowej czasem do 20 km) charakterystyczne rozpływające się na boki kowadło.

Rysunek 6: Chmura cumulonimbus sfotografowana nad Afryką z pokładu Międzynarodowej Stacji Kosmicznej. Wyraźnie widać sięgający tropopauzy obszar silnej konwekcji wraz z kowadłem.

Górna granica troposfery - tropopauza- wyznacza więc pionowy zasięg równowagi konwekcyjno-radiacyjnej. W leżącej nad troposferą stratosferze temperatura powietrza rośnie z wysokością. Jest to związane z obecnością ozonu. W tej warstwie (zwanej czasem ozonosferą) pochłaniane jest słoneczne promieniowanie nadfioletowe (UV), co ją skutecznie ogrzewa. Więcej na ten temat można przeczytać w podręcznikach fizyki atmosfery.

W jeszcze wyższej warstwie - mezosferze, rozciągającej się od ok. 45 do 85 km - temperatura znowu spada z wysokością, w miarę jak oddalamy się od gorącej ozonosfery.

W zaczynającej się na wysokości ok. 85 km termosferze, następuje gwałtowny wzrost temperatury powietrza z wysokością, do temperatury nawet ponad 1000 K. Jest to związane z silnym pochłanianiem promieniowania słonecznego w dalekim nadfiolecie przez tlen cząsteczkowy (O2) oraz ekspozycję na promieniowanie kosmiczne. Trzeba jednak podkreślić, że gdybyśmy na tej wysokości umieścili klasyczny termometr, taki jak miewamy za oknem, bynajmniej nie zmierzyłby on temperatury powietrza. Na tej wysokości atmosfera jest już bardzo rozrzedzona, a temperaturę powietrza określamy na podstawie energii poruszających się tu niemal swobodnie cząsteczek.

Stąd opisywany w podręcznikach do geografii podział atmosfery na warstwy.

Rysunek 7: Przykładowe rozkłady temperatury powietrza wraz z wysokością w wybranych regionach i porach roku.

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

Czytaj dalej

Opublikowano: 2020-03-20 15:14
Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.