Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (6): Aerozole

Artykuł jest szóstą częścią serii pod nazwą „Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych”, bazującej 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

Mapa świata pokryta kolorwymi plamami i zawijasami pokazującymi, jak w atmsoferze rozprzestrzeniają się aerozole różnego typu.

Rysunek 1: Klatka z komputerowej symulacji wędrówki aerozolu w atmosferze. Pył (kolor czerwony) jest unoszony z powierzchni przez wiatr, sól morska (kolor niebieski) wiruje we wnętrzu cyklonów, dym (kolor zielony) powstaje podczas pożarów, aerozol siarczanowy (kolor biały) wydobywa się z wulkanów oraz miejsc spalania paliw kopalnych. Ilustracja: William Putman, NASA/Goddard.

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.

Ziemia widziana ze stacji kosmicznej: widoczny fragment globu w widoczną krzywizną, przykryy warstwą chmur i żółtawym, gęstym obłokiem pyłu.

Rysunek 2: Pył pustynny (beżowy) nad Półwyspem Iberyjskim widziany z Międzynarodowej Stacji Kosmicznej, 21.02.2016. Na obrzeżach kadru widoczne także chmury. Jak widać, aerozol rozprasza promieniowanie słoneczne wystarczająco skutecznie, by być doskonale widocznym z orbity. Zdjęcie: Jeff Schmaltz, LANCE/EOSDIS Rapid Response .

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.

Zdjęcie satelitarne: fragment lądu i ocean, nad oceanem chmury, w których widać wyraźne jaśniejsze pasma.

Rysunek 3: Ship tracks – ślady statków w chmurach. Silniki statków emitują bardzo dużo zanieczyszczeń, które działają jak jądra kondensacji i powodują lokalne zmiany własności chmury. W miejscach, pod którymi przepływał statek kropelki chmurowe robią się drobniejsze ale liczniejsze, przez co skuteczniej rozpraszają promieniowanie słoneczne i na zdjęciu satelitarnym widoczne są białe pasma. Zdjęcie publikujemy dzięki uprzejmości NOAA National Environmental Satellite, Data, and Information Service (NESDIS).

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.

Pośredni efekt aerozolowy można streścić następująco:

duża koncentracja aerozolu → dużo kropelek chmurowych → wysokie albedo i dłuższy czas życia chmury

mała koncentracja aerozolu → mało kropelek chmurowych → niskie albedo i krótszy czas życia chmury.

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.

Zdjęcie erupcji wulkanicznej zrobione z pokładu stacji kosmicznej. Widoczna wielka kolumna popiołów, na szczycie której powstała też chmurowa "czapeczka".

Rysunek 4: Erupcja wulkanu Saryczewa na Wyspach Kurylskich w 2009 roku widziana z Międzynarodowej Stacji Kosmicznej. Wznoszący się w górę „bąblowaty” pióropusz składa się z brązowego pyłu i gładkiej białej powierzchni. To para wodna, kondensująca w gwałtownie wznoszącej i wychładzającej się masie powietrza. Przy powierzchni ziemi widać ciemną chmurę popiołu spływu piroklastycznego opadającego ze szczytu wulkanu. Zdjęcie zamieszczamy dzięki uprzejmości NASA.

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.

Wykres grubości optycznej, pokazujący "peaki" w latach większych erupcji wulkanicznych.

Rysunek 5: Aktywność wulkaniczna szacowana na podstawie danych z rdzeni lodowych w ciągu ostatnich 500 lat (grubość optyczna jest wielkością bezwymiarową, obliczaną jako logarytm naturalny stosunku natężenia światła padającego do natężenia światła przechodzącego).

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.

Pomiary emisji wulkanicznych. Po lewej: przyrząd stojący na trójnowu na zboczu wulkanu, po prawej zbocze wulkanu i unoszący się z niego tuman dymu.

Rysunek 6: Pomiary emisji wulkanicznych na Stromboli (po lewej aparatura do zdalnych pomiarów, po prawej – widok na wulkan). Zdjęcia: Tom Pering, Volcano Blog. O pomiarach emisji wulkanicznych przeczytasz więcej w artykule CO2 z wulkanów – jak to się mierzy?

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.

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

Opublikowano: 2020-07-06 13:26
Tagi

efekt aerozolowy efekt cieplarniany

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.