Szymon Bujalski: Angażuje się Pani w rozwój międzynarodowych sieci pomiarowych, które mają zajmować się m.in. pomiarami aerozolu. Dlaczego takie sieci są ważne?

Prof. Iwona Stachlewska, Wydział Fizyki Uniwersytetu Warszawskiego: Istnieje wiele bardzo ciekawych infrastruktur badawczych w ważnych geograficznie lokalizacjach. Warto współpracować, ponieważ jeden kraj nie jest w stanie zapewnić pełnej infrastruktury dla wszystkich pomiarów, a ich dublowanie nie ma sensu – choćby dlatego, że są to bardzo drogie inwestycje. Zamiast tego jednostki naukowe mogą współpracować w ramach międzynarodowych umów i udostępniać tę infrastrukturę sobie nawzajem i osobom z zewnątrz, naukowcom z innych państw, firmom prywatnym, etc.

Atmosfera ziemska nie jest stałym tworem, tylko bez przerwy się zmienia, chociażby w wyniku cyrkulacji powietrza. Dynamika atmosfery sprawia, że to, co jest w danej chwili mierzone np. w Polsce, mogło zostać nad nią przyniesione z innych krajów i odpowiednio zmodyfikowane w wyniku różnych procesów, m.in. chemicznych i fizycznych. Rodzi się więc pytanie, jak to mierzyć. I temu właśnie mają służyć duże infrastruktury badawcze, takie jak np. infrastruktura ACTRiS do pomiarów aerozoli, chmur i gazów śladowych w atmosferze czy ICOS do pomiarów gazów cieplarnianych.

Tego typu przedsięwzięcia są bardzo trudne do realizowania, ale jednocześnie absolutnie konieczne. Obecnie mamy np. stację pomiarową na Kasprowym Wierchu, która działa od kilkudziesięciu lat. To jedna z najlepszych działających stacji in situ [prowadzących pomiary w lokalizacji, w której się znajdują, nie na odległość – przyp. red.]. Można powiedzieć: super, ale w zasadzie co z tego? Jeśli chodzi o jedną lokalizację, to o czym nam to w ogóle mówi? Co najwyżej o tym, że na szczycie jakiejś góry coś się wydarzyło. Nie chcę przez to powiedzieć, że te pomiary nie są potrzebne. Chodzi mi o coś wręcz odwrotnego.

Że są potrzebne, ale jest ich za mało?

Zgadza się. Celem naszych działań jest więc to, żeby znaleźć i ustalić takie założenia pomiaru i wykonać taką kalibrację instrumentów [odpowiednie ustawienie i konfigurację – przyp. red.] na danej stacji, żeby wykonywała w sposób ciągły wiele pomiarów wysokiej jakości. Dzięki temu np. dane z Warszawy można porównać z danymi z Kasprowego Wierchu, choć w obu miejscach występują zupełnie inne typy aerozoli. Gdybyśmy je odpowiednio skalibrowali, stacja w Warszawie opisująca warunki miejskie mogłaby też dokonać pomiarów naturalnych aerozoli, które docierają do niej z innych miejsc. I nie chodzi tylko o wspomniany Kasprowy Wierch. Taka stacja mogłaby też wykonywać pomiary związane z wypalaniem traw i wysuszaniem torfowisk w Ukrainie, napływami cząstek pochodzących ze spalania biomasy podczas pożarów w Kanadzie – i takimi badaniami zajmuje się moja doktorantka Łucja Janicka. 

Powinniśmy doprowadzić do tego, by w Polsce powstało kilka takich kluczowych stacji, z których pomiary będą wpisywały się w całość obserwacji prowadzonych w Europie. W przypadku ACTRIS jesteśmy w trakcie realizacji tego celu i odnosimy sukcesy! 

Warto mieć na uwadze, że Polska w zakresie potencjału dla tego typu infrastruktury rozproszonej nie jest na szarym końcu – mamy do zaoferowania bardzo dużo i pod względem lokalizacyjnym, i pod względem badaczy, i pod względem wyspecjalizowanego personelu technicznego. Jeśli to poprawnie wykorzystamy, możemy mieć bardzo dobrze rozwiniętą infrastrukturę i przestaniemy być pustą plamą na mapie ACTRIS. Jednocześnie te działania powinny być powiązane z obserwacjami typu monitoringowego np. w GIOŚ [Główny Inspektorat Ochrony Środowiska], ESA [Europejska Agencja Kosmiczna], NASA.

Brzmi jak praca na długie lata.

Bo tak jest. To są założenia strategiczne, wieloletnie. Jeśli zobowiążemy się do nich teraz, to oczywiście efekty stopniowo będą coraz lepsze, ale docelowo jest to projekt i inwestycja nawet nie na pięć lat, a raczej na 25. O takiej skali czasowej mówimy.

A jak to wszystko zorganizować?

Istnieją na świecie różnorodne sieci badawcze oraz infrastruktury badawcze zarządzane przez gremia złożone z przedstawicieli wielu instytucji, a nawet ministerstw z różnych krajów. Dotyczy to również atmosferycznych czy ekosystemowych infrastruktur badawczych, które funkcjonują lub mają funkcjonować podobnie jak organizacje międzynarodowe. 

Żeby to osiągnąć, trzeba wymyślić sposób, by wykorzystać istniejące lub rozwijane infrastruktury badawcze tak, aby nie były ulokowane w jednym miejscu, tylko zostały połączone prawnie w działającą i sprawnie zarządzaną infrastrukturę rozproszoną na regiony, kraje czy kontynenty. 

W ramach takich umów międzynarodowych, ministerstwa poszczególnych krajów byłyby zobowiązane do opłacania składek członkowskich – jak to ma miejsce chociażby w przypadku CERN-u – za wykorzystywanie przez naukowców z ich kraju infrastruktury znajdującej się w innych krajach, za dostęp do centrów kalibrujących urządzenia badawcze, za dostęp do unikatowych przyrządów, którymi dany kraj nie dysponuje itp.

Dzięki rozwojowi infrastruktury nasze zrozumienie procesów i relacji zachodzących w atmosferze stanie się o wiele bardziej kompleksowe, tak?

Kompleksowe, zrozumiałe i holistyczne. Dzięki temu poznamy procesy z różnych stron i dowiemy się, czy jakaś zmienna w ogóle wpływa na inną, czy istnieją między nimi korelacje, czy też są to być może sztuczne przypadkowe zależności, dla których fizycznego wytłumaczenia nie ma. To wszystko trzeba zbadać. Dlatego nie chodzi tylko o podstawowe badania atmosfery, ale też rozwój instrumentów, metod, algorytmów itp.

Czego możemy się nauczyć dzięki udoskonalaniu pomiarów?

Wiele zależy od naukowca. Są naukowcy, którzy wierzą w jakąś teorię. Nie chciałabym sugerować, że naciągają wyniki swoich badań, ale widzę, że niektórzy naukowcy mają określoną wizję świata, którą potwierdzają swoimi badaniami. Osobiście uważam, że jeśli w danych pomiarowych jest coś interesującego, to trzeba to opublikować – nawet jeśli wyniki mogą kogoś dziwić. To naprawdę ważne, ponieważ sama przywiązuję dużą wagę do wykonywania pomiarów i wiem, że są prowadzone tak, by były pomiarami rzeczywistymi. To, co mierzymy, to nie są żadne artefakty [pozorne zjawiska, które nie zachodzą w rzeczywistości ale uwidaczniają się w wynikach pomiarów ze względu na wady metody pomiarowej – przyp. red.]. 

Na podstawie własnych badań zauważyłam zresztą, że wyniki końcowe pomiarów rzeczywiście bywają nieintuicyjne. Na przykład mam publikację dotyczącą pożarów związanych z wypalaniem traw na Ukrainie i Białorusi – jeszcze przed wojną. Okazało się, że wypalanie traw w tamtych krajach może w bardzo szybkim tempie sprowadzić aerozole do atmosfery nad Warszawą i że aerozole te mogą drastycznie zmienić własności optyczne atmosfery.

Czyli że za zanieczyszczenia powietrza w Warszawie odpowiada nie tylko to, co dzieje się w Warszawie? I w dodatku możemy to zmierzyć?

Zgadza się. Zwróćmy przy tym uwagę, że Unia Europejska nakłada kary na poszczególne kraje za to, że mają przekroczone normy pyłów zawieszonych PM. I teraz wyobraźmy sobie, że ktoś zmierzył stężenie PM w stolicy i doszedł do wniosku, że „znowu ta Warszawa smrodzi”. Tylko że takie pomiary dotyczą tego, co znajduje się przy powierzchni ziemi. Jeśli popatrzymy na całą strukturę atmosfery, obliczymy modelami trajektorie wsteczne mas powietrza i zobaczymy, że masywna ilość dymu i aerozoli napłynęła w bardzo krótkim czasie z innego miejsca, to okaże się, że Warszawa wcale tak bardzo nie „smrodzi”. Bo owszem, jakiś procent zanieczyszczeń stanowią zanieczyszczenia miejskie, ale reszta to aerozol napływowy. Oczywiście są badania chemiczne, które po wielu dniach i analizach laboratoryjnych mogą to wykazać w próbkach pobranych przy powierzchni ziemi, ale my dzięki pomiarom zdalnym możemy „wyprodukować” tę informację w przeciągu mniej więcej kilkudziesięciu minut. To ogromna różnica.

Dzięki naszym pomiarom możemy też sprawdzać, na ile to wszystko – i czy w ogóle – łączy się z dynamiką atmosfery [występującymi w niej przepływami powietrza – przyp. red.] . Jedno z moich badań wykazało, że jeżeli do zanieczyszczonej warstwy granicznej [warstwy powietrza najbliżej granicy między atmosferą i powierzchnią Ziemi – przyp. red.] w Warszawie dołożymy aerozoli, które pochodzą z zanieczyszczonych obszarów w Niemczech, to cała dynamika atmosfery na kilka dni zostaje zaburzona. Można też pójść dalej i zastanowić się, co się stanie, jeśli do tej zanieczyszczonej warstwy granicznej atmosfery dołożymy np. aerozole pochodzące z piasku znad Sahary, którego ostatnio mamy coraz więcej.

I co się stanie?

Moja doktorantka, Dominika Szczepanik, zajmowała się tym przez ostatnie kilka lat. W tym celu przeanalizowała dane lidarowe znad Warszawy od 2013 r. Faktycznie napływów piasku znad Sahary jest coraz więcej. Do tego są one coraz bardziej intensywne, a jednocześnie warstwy napływowe są coraz grubsze i dłużej utrzymują się w atmosferze. Część z tych aerozoli osiada, opada, ale nie wszystkie. Te, które utrzymują się w atmosferze, mogą sprawiać, że promieniowanie słoneczne jest przez niektóre z drobin piasku rozpraszane lub pochłonięte – podobnie jak przez chmury. Jeśli taka chmura pyłu z drobinami piasku rozprzestrzenia się nad połową Polski, to radiacyjne zmiany zaistnieją na całym tym obszarze.

Warto przy tym dodać, że pyły piasku docierają do Polski z dwóch miejsc – najczęściej znad Sahary, a znacznie rzadziej z pustyń azjatyckich. Większość napływów znad Sahary jest nieoczywista, bo one nie płyną jak po prostej z Afryki do Polski, tylko wchodzą w cyrkulację [globalny układ przepływów powietrza – przyp. red.] i trafiają do nas zakolem: najpierw przez Półwysep Iberyjski, potem przez Francję, czasami nawet Norwegię i Danię lub przez Niemcy. Widzimy też, że taki aerozol ma inne właściwości od tego, który o wiele rzadziej napływa bezpośrednio znad Sahary. 

Jakie są konsekwencje tego typu napływów?

Mogą być różne w zależności tego, o jaki aerozol chodzi. Jeden np. pochodzący ze wspomnianego spalania biomasy, wypalania terenów rolniczych, może prowadzić do chłodzenia, a inny np. antropogeniczne zanieczyszczenia powietrza transportowane z oddalonych terenów przemysłowych – do ogrzewania. Każdy może też inaczej wpływać na uwarstwienie atmosfery.

Wspomniała Pani o lidarach – to bliski Pani temat. Czym w ogóle są lidary i do czego służą.

Lidary można podzielić na atmosferyczne oraz meteorologiczne. Te pierwsze służą do pomiarów aerozoli i chmur, m.in. pionowej struktury aerozolu na różnych długościach fali,  wysokości pułapu chmur. Te drugie zajmują się pomiarami parametrów metodologicznych: temperatury, pary wodnej, prędkości i profilu wiatru. Na stacji RS-Lab mam kilka lidarów. 

Najnowszy, mobilny lidar (EMORAL) został zbudowany w 2018 r. i jest zamontowany w vanie. Ma osiem kanałów [rejestruje fale ośmiu rodzajów – przyp.red.], mierzy aerozole oraz parę wodną i daje możliwość odzyskania książkowego zestawu pomiarów własności optycznych, które można później wrzucać do modeli matematycznych potrafiących odzyskiwać mikrofizyczne parametry aerozolu. Czyli lidar taki jest w stanie przekazać informację o tym, na jakiej wysokości znajduje się warstwa aerozolu, a także jaki jest rozkład wielkości cząstek w tej warstwie i jak bardzo różni się on od innego rozkładu cząstek, który znajduje się w warstwie niżej lub wyżej.

Podobno tym najnowszym lidarem zainteresowały się największe instytucje z różnych części świata. Co jest w nim takiego innowacyjnego?

Lidar EMORAL był budowany po to, żeby służyć jako narzędzie do walidacji [potwierdzania poprawności – przyp. red.] danych satelitarnych [np. CALIPSO [zbudowany przez amerykańską (NASA) i francuską (CNES) agencję kosmiczną] czy ADM-Aleous [należy do Europejskiej Agencji Kosmicznej – ESA]. EMORAL w przyszłości ma również posłużyć do walidacji pomiarów EarthCARE [wspólnej misji kosmicznej zaplanowanej przez europejską (ESA) i japońską (JAXA) agencję kosmiczną, która ma pomóc lepiej zrozumieć rolę, jaką chmury i aerozole odgrywają w rozpraszaniu promieniowania słonecznego].

Ale dzięki temu, że lidar jest zamontowany w samochodzie, może być wykorzystywany nie tylko do badań satelitarnych – w ciągu kilku godzin możemy pojechać w dowolne miejsce, zainstalować system, rozpocząć pomiary i mierzyć aerozole, warstwy i struktury atmosferyczne. W zeszłym i tym roku mierzyliśmy m.in. sytuacje smogowe w Zabrzu, w Krakowie i we Wrocławiu. Praktycznie przez trzy zimowe miesiące byliśmy non stop na pomiarach lidarowych. 

Do Zabrza zaprosił nas Krzysztof Klejnowski, naukowiec o ogromnej wiedzy w dziedzinie badania smogu z Instytutu Podstaw Inżynierii Środowiska Polskiej Akademii Nauk (IPIŚ-PAN). Do Krakowa na kampusie AGH, mierzyliśmy lidarem w kolokacji z instrumentami in-situ i dronami, które prowadzili Jarosław Nęcki i Mirosław Zimnoch – naukowcy w mojej ocenie zbyt mało znani w Polsce, a doceniani na świecie. Z kolei we Wrocławiu byliśmy na zaproszenie ekspert klimatologii Anetty Drzenieckiej-Osiadacz z Uniwersytetu Wrocławskiego, a lidar zainstalowaliśmy w ogródku meteorologicznym uczelni. 

Jak widać taki mobilny sprzęt może pomagać w zacieśnianiu współpracy środowiska naukowego w Polsce. I nie tylko, bo zainteresowanie mobilnym lidarem faktycznie jest ogromne. Dzięki niemu mieliśmy okazję przeprowadzić szkolenie lidarowe dla pracowników Europejskiej Agencji Kosmicznej – zaczynając od tego, czym lidar w ogóle jest, a kończąc na tym, dlaczego Agencja powinna więcej inwestować w sektor naziemnych pomiarów lidarowych, wejść w ściślejszą współpracę z ACTRiS itd.

I posłuchali?

Tak. Są tym zainteresowani. Będą współpracować z ACTRiS.

Czym ten lidar odróżnia się od innych, że wzbudza tak duże zainteresowanie? Jest bardziej zaawansowany czy też znaczenie ma to, że jest mobilny?

Na pewno jego mobilność ma duże znaczenie. Ale nie tylko to. Istnieją inne mobilne lidary, które czasem potrzebują jednak kilku dni na rozpoczęcie pomiarów, co jest dużym problemem [wstrząsy podczas transportu urządzenia mogą powodować niewielkie przesunięcia jego elementów optycznych względem siebie i konieczność ponownego ich dostrojenia przed rozpoczęciem pomiarów – przyp. red.]. Jako że wcześniej konstruowałam samolotowy lidar AMALi, który do dzisiaj (ponad 20 lat!) funkcjonuje prowadząc samolotowe pomiary w Arktyce, z bardzo wielu rozwiązań mogłam skorzystać przy okazji tworzenia również lidara EMORAL. W związku z tym był on budowany w taki sposób, żeby był niezwykle stabilny. Dzięki temu możemy przejechać w kilka godzin np. do Krakowa i w przeciągu dwóch, trzech godzin jesteśmy gotowi do rozpoczęcia pomiaru. Z punktu widzenia wszystkich aktywności kalibracyjno-walidacyjnych pomiarów lidarów satelitarnych jest to bardzo duża zaleta. Drugą kluczową rzeczą w tym lidarze jest to, że nie mierzy tylko na jednej długości fal, lecz posiada szeroką pulę różnych kanałów detekcji. Bez wchodzenia w szczegóły, jest to bardzo zaawansowany system. I stąd to ogromne zainteresowanie, zapotrzebowanie, chęć współpracy i wspólne projekty.

Czyli rodzima technologia powstaje i jest bardzo przydatna. Skoro zainteresowała się tym Europejska Agencja Kosmiczna, to trudno osiągnąć więcej.

Ależ musimy pamiętać, że wkład w budowę lidara EMORAL to nie tylko wkład Polski. Praca nad nim była podzielona na różne moduły realizowane przez partnerów naukowych i firmy prywatne. Nie jest to zatem technologia polska, a raczej technologia opracowana wspólnie przez międzynarodowy zespół naukowców z wielu instytucji, firm sektora prywatnego, oraz międzynarodowej organizacji rządowej. W pewien sposób wracamy więc do początku naszej rozmowy: dzięki tworzeniu międzynarodowej infrastruktury badawczej możemy działać wspólnie, co przynosi korzyści dla wszystkich.

Lidar pomoże między innymi w misjach Europejskiej Agencji Kosmicznej. A jak z takich rozwiązań mogą korzystać np. samorządy i firmy? Do czego mogą one wykorzystywać całą tę wiedzę naukową i infrastrukturę badawczą?

To pytanie łączy się z jednym z projektów, który ko-realizujemy na Uniwersytecie Warszawskim w ramach finansowania z programu KE Horyzont 2020. Chodzi o projekt ATMO-ACCESS, którego celem jest wypracowanie europejskich, międzynarodowych zasad dostępu do infrastruktur badawczych. Infrastruktury te po części są tworzone ze środków publicznych, a po części z innych środków, a do tego trzeba pamiętać, że powinny one być udostępniane dla każdego do badań naukowych i być może również komercyjnych. 

Rodzi się zatem pytanie, w jaki sposób udostępniać infrastruktury badawcze. Wypracowanie europejskich zasad dostępu jest więc niezwykle ważne. Dzięki temu np. Uniwersytet Warszawski miałby model opisujący w jaki sposób może współpracować z inną uczelnią, agencja rządową, organizacją publiczną, czy firmą prywatną, która chce skorzystać z infrastruktury i to w różnych celach! Podmiot komercyjny może np. chcieć przetestować swój prototyp danego urządzenia względem zaawansowanych urządzeń infrastruktury, żeby go udoskonalić. Organizacja międzynarodowa może zlecić naukowcom pewne badania do wykonania w różnych lokalizacjach i warunkach. Trzeba ustalić, na jakich zasadach ma to wszystko przebiegać. 

Podobnie jest z samorządami, które również mogą chcieć skorzystać z naszych danych. Ale to nie jest proste, bo trzeba ustalić, jakiego typu dane są jej potrzebne: dane pierwotne, dane przetworzone wyższego rzędu, dane średnie godzinowe, miesięczne, roczne? Zawsze możemy podpisać umowę na dostarczenie danych i wykonać odpowiednią usługę, ale co, w jakim zakresie, i w jaki sposób można dostarczać nieodpłatnie musi być dookreślone.

Żeby rozwijać infrastrukturę badawczą czy tworzyć i obsługiwać kolejne urządzenia pomiarowe, konieczna jest odpowiednia kadra pracowników. Jak sytuacja wygląda w Polsce?

Tak, jest to bardzo ważne i trudne, ponieważ kadrę do pracy na infrastrukturze trzeba szkolić długo, a część zadań to zadania bardzo mozolne, pracochłonne. Z reguły szkolenie pracownika technicznego specjalizującego się z szeroko pojętej obsłudze infrastruktury w mojej grupie trwa około dwóch lat. Po tym czasie pracownik jest prawie w pełni samodzielny. 

Od kilku lat mam w zespole na stanowiskach technicznych dwie kobiety i jednego mężczyznę. Ponieważ jest to praca nie tylko techniczna, ale jednocześnie naukowa, w trakcie tej pracy powstały również doktoraty – Łucja Janicka bada pożary ze spalania biomasy, Dominika Szczepanik napływy pyłów pustynnych znad Sahary, Dongxiang Wang zależności aerozol-chmura… 

Poza tym mam pięcioro młodych doktorantów (Fatimę Mirzę, Artura Tomczaka, Emekę Ugbomę, Macieja Karasewicza i Afwana Hafiza), którzy dopiero się wdrażają i wszystkiego uczą. Do tego oczywiście dochodzi kadra doświadczonych pracowników z doktoratami – Pablo Ortiz, Christiana Olusegun, Dongxiang Wang. Zespół jest bardzo dynamiczny i międzynarodowy – to pracownicy z Polski, ale i Hiszpanii, Nigerii, Indonezji, Niemiec, Grecji. A w ACTRIS, w tej bardzo dużej infrastrukturze badawczej jesteśmy postrzegani jako młoda ale bardzo aktywna grupa badawcza. Dlatego osoby z zewnątrz chcą do nas przyjść, chcą u nas robić badania i rozwijać się.

Zróżnicowana i pracowita kadra jest bardzo istotna, bo tak szeroko zakrojonych przedsięwzięć nie zrobi się w pojedynkę. Trzeba mieć charyzmę i determinację, bo gdy przyjechałam do Polski w 2008 r. zaczynałam od zera. Sama musiałam zbudować pierwszy lidar, bo nie było innej możliwości, a udało się to dzięki współpracy z Niemcami z Instytutu Troposfery w Lipsku i pierwszy lidar stacjonarny został zainstalowany w RS-Lab już 2013 r. Od tego czasu pojawiło się kilka innych lidarów, jak również innych urządzeń badawczych.

Rozmawiał Szymon Bujalski.

Dr hab. Iwona Stachlewska – jest profesorem uczelni na Wydziale Fizyki Uniwersytetu Warszawskiego, kieruje Zakładem Fizyki Atmosfery. Jest założycielem-liderem uznanego na świecie Remote Sensing Laboratory (RS-Lab) do którego przyjeżdżają w celu prowadzenia wspólnych badań naukowcy z Europy, Ameryki, Afryki i Azji. Specjalizuje się w badaniach aerozoli atmosferycznych z użyciem synergii aparatury naukowej w wielkich rozproszonych infrastrukturach badawczych. W maju 2022 została wybrana na prestiżową funkcję “Co-Chair of ACTRIS National Facility Technical and Scientific Forum”.

The post Piasek z Sahary i aerozole z Białorusi dolatują do Warszawy. Dlaczego warto to badać? I jak to robić? appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Od kilku lat (szczególnie od czasu rekordowego smogu z początku 2017 r.) w naszym kraju dużo mówi się o problemie złej jakości powietrza. Większa jest również świadomość wpływu zanieczyszczeń na nasze samopoczucie, zdrowie i życie. Coraz więcej mówi się też w Polsce o przyczynach i konsekwencjach zmiany klimatu.

Wielu ludziom, w tym niektórym dziennikarzom, politykom i aktywistom, oba te problemy mniej lub bardziej mylą się lub mieszają. Pomylić je zresztą nietrudno – mają ze sobą dużo wspólnego, a ich zrozumienie wymaga pewnych informacji o chemii i fizyce atmosfery.

Co to jest smog?

„Smog” jest zbitką angielskich słów: „smoke” (dym) i „fog” (mgła). Przy odpowiedniej pogodzie dymy z domowych lub przemysłowych kominów (czasem też dymy z pożarów lasów lub wypalania łąk czy ściernisk) oraz spaliny z rur wydechowych nie rozpraszają się, lecz kumulują przy powierzchni ziemi.

„Odpowiednia pogoda” to brak wiatru wywiewającego zanieczyszczenia z terenów zamieszkanych. Ale powstawaniu smogu jeszcze bardziej niż sam brak wiatru sprzyja występowanie tzw. inwersji termicznej. To sytuacja, gdy do pewnej wysokości temperatura powietrza rośnie wraz z wysokością – zamiast, jak to ma zwykle miejsce – maleć. Blokuje to konwekcyjne unoszenie się powietrza od powierzchni ziemi w górę (wyjaśnienie np. w Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (1): Termiczna struktura atmosfery).

Wpływ inwersji termicznej na stężenia zanieczyszczeń dobrze widać w miejscowościach położonych w dolinach lub kotlinach. Wystarczy wejść na odpowiednio wysokie wzniesienie: w dole zobaczymy szarobrunatną „dymo-mgłę”, zaś ponad nią powietrze „na oko” jest już czyste.

Jak zapewne dobrze wiecie z własnego doświadczenia, mocno zanieczyszczone powietrze nie tylko widać, ale i czuć: ma ono mniej lub bardziej intensywny i nieprzyjemny zapach. Po spacerze na zewnątrz włosy i ubranie pachną też często dymem lub spalenizną.

Mgła (a precyzyjniej wysoka wilgotność powietrza) odgrywała istotną rolę podczas niektórych historycznych „epizodów smogowych”. Choćby tego z doliny Mozy (Belgia) z grudnia 1930 r., który pochłonął 63 ofiary śmiertelne (Firket, 1936). A także podczas słynnego „Wielkiego Smogu Londyńskiego” z grudnia 1952 r., który w ciągu kilku dni zabił ok. 4 tysiące, a w sumie ok. 12 tysięcy osób (Bell i Davis, 2001). (Stężenia zanieczyszczeń były bardzo wysokie przez kilka dni, ale zwiększoną umieralność obserwowano znacznie dłużej.)

Co ciekawe, analizujący przyczyny tragedii w Belgii Firket napisał, że gdyby podobne zdarzenie miało miejsce np. w Londynie, ofiar śmiertelnych byłoby ok. 3200. Jak widzimy, była to iście prorocza przepowiednia, która spełniła się po 16 latach.

W latach 30-tych, 40-tych i 50-tych używano właśnie określenia „mgła” a nie „smog”, co widać choćby po tytułach prac naukowych poświęconych epizodom smogowym (Firket, 1936, Logan, 1953). Obecność prawdziwej mgły nie jest jednak konieczna, by mówić o smogu.

Powietrze jest też mniej lub bardziej zanieczyszczone przez cały rok – nawet wtedy, gdy nie ma typowego, widocznego gołym okiem smogu zimowego („londyńskiego”) ani smogu letniego – fotochemicznego, zwanego również „smogiem typu Los Angeles”. Obecnie w języku potocznym (ale nie w publikacjach naukowych) często używa się już terminu „smog” jako krótkiego i wygodnego synonimu dla „zanieczyszczeń powietrza”. O jakie zanieczyszczenia chodzi?

Z czego składa się smog?

Jeśli interesuje nas bezpośredni wpływ na zdrowie i samopoczucie, najważniejszym zanieczyszczeniem obecnym w powietrzu jest tzw. pył zawieszony (PM, od ang. particulate matter). Pył to bardzo niejednorodna substancja. Mogą go tworzyć drobinki sadzy, powstającej w wyniku niepełnego spalania paliw w silnikach lub domowych paleniskach. Pył powstaje też w trakcie ścierania materiałów (na przykład opon i klocków hamulcowych samochodów) czy w trakcie prac budowlanych.

Cząstkami (nie cząsteczkami!) pyłu mogą być również bardzo drobne ziarenka piasku, wywiewanego znad Sahary lub innych pustyń (pył mineralny). Szerzej, bardzo istotnym źródłem pyłu są procesy wietrzenia gleby i skał.

Do pyłu zaliczamy też wirusy, bakterie, zarodniki grzybów czy pyłki roślin – całe lub ich fragmenty, a także cząstki soli morskiej (Juda-Rezler i in., 2016). W ostatnich latach w powietrzu znajduje się nawet mikroskopijne kawałeczki tworzyw sztucznych (PAP 2019, Brahney i in., 2020, Lim, 2021).

Pył często zawiera metale przejściowe i ciężkie oraz ich związki. W skład pyłu pochodzącego z procesów spalania zwykle wchodzą też związki chemiczne o charakterze rakotwórczym lub mutagennym. Przykładem może tu być benzo(a)piren i niektóre inne związki z ważnej grupy wielopierścieniowych węglowodorów aromatycznych (WWA). W powietrzu WWA występują nie tylko w fazie stałej (związane z cząstkami pyłu), ale też gazowej (Kozielska i Rogula-Kozłowska, 2014).

Unoszące się w powietrzu cząstki pyłu mają bardzo różną wielkość – od kilku nanometrów (nm) do ok. 100 mikrometrów (μm). Dla porównania, średnica ludzkiego włosa to kilkadziesiąt μm. Liczby podawane przy skrócie PM (np. PM_2,5 albo PM₁₀) oznaczają właśnie tzw. średnicę aerodynamiczną, w mikrometrach (Juda-Rezler i in., 2016).

Mimo że słowo „pył” sugeruje cząstki stałe, tym terminem często określa się też małe kropelki cieczy. Fizycy atmosfery zamiast „pył zawieszony” wolą używać terminu „aerozole”. Z naszego punktu widzenia jest to praktycznie to samo.

Wśród „składników smogu” (to nienaukowe, ale obrazowe i użyteczne określenie, którego będę dalej używał) oprócz pyłu mamy też zanieczyszczenia gazowe. Najważniejsze z nich to tlenek azotu (NO) i powstający z niego dwutlenek azotu (NO₂), dwutlenek siarki (SO₂), ozon (O₃) i tlenek węgla (CO). Uwaga: choć azot tworzy z tlenem kilka różnych związków (w tym ważny gaz cieplarniany – podtlenek azotu N₂O), to specjaliści od zanieczyszczeń powietrza i ich wpływu na zdrowie mówiąc o „tlenkach azotu” mają na myśli jedynie NO i NO₂ (prawdopodobnie dlatego, że z innymi tlenkami azotu nie mają do czynienia).

Ważnymi „składnikami smogu” są też tzw. lotne związki organiczne (LZO) – na przykład „niedopalone” składniki benzyny, składniki rozpuszczalników czy substancje pochodzenia naturalnego, takie jak pineny, wchodzące w skład olejków eterycznych emitowanych przez rośliny.

W większości miejsc na świecie wpływ pyłu na zdrowie i życie ludzkie jest silniejszy niż wpływ innych zanieczyszczeń. Istotną część skutków zdrowotnych (w tym zgonów), związanych z niską jakością powietrza przypisuje się też jednak wpływowi NO₂ i O₃. Ozon oddziałuje zresztą negatywnie nie tylko nasze zdrowie. Szkodzi też roślinom, w tym roślinom uprawnym i drzewom.

Prosty podział na zanieczyszczenia pyłowe i gazowe komplikuje się jeśli wiemy, że poza opisanymi wyżej pyłami pierwotnymi istnieją też pyły wtórne. Powstają one ze związków chemicznych w fazie gazowej (Juda-Rezler i in., 2016). Na przykład, w reakcji dwutlenku siarki z amoniakiem (NH₃) i innymi substancjami gazowymi powstają cząstki stałe lub ciekłe, w skład których wchodzi dobrze rozpuszczalna w wodzie sól: siarczan amonu (Wang i in., 2016; Liu i in., 2019). Zanieczyszczenia gazowe mogą też reagować z cząstkami pyłu pierwotnego, zmieniając ich skład chemiczny oraz wielkość.

Dobrą ilustracją tego, jak dwa gazy reagują w powietrzu tworząc „dym” (pył) jest reakcja amoniaku z chlorowodorem (HCl), w wyniku której powstaje stały chlorek amonu (NH₄Cl). Podobne reakcje zachodzące w atmosferze mogą być jednak bardziej skomplikowane.

Spalanie odpadów i emisje przemysłowe

Omówione wyżej „typowe zanieczyszczenia powietrza” to najważniejsze, ale oczywiście nie wszystkie szkodliwe substancje obecne w powietrzu, na jakie jesteśmy narażeni.

Powietrze (a także gleba i woda) może być też zanieczyszczone na przykład substancjami powstającymi przy spalaniu odpadów: przedmiotów wykonanych z tworzyw sztucznych (gumy, „plastików” itd.), płyt wiórowych, lakierowanego lub impregnowanego drewna. Chodzi tu też o spalanie odpadów poza przeznaczonymi do tego instalacjami (spalarniami): w domowych piecach i kotłach lub na otwartej przestrzeni. To ostatnie zjawisko (ang. open waste burning) jest bardzo poważnym problemem zdrowotnym i środowiskowym, zwłaszcza w krajach rozwijających się (Cogut 2016; Velis i Cook 2021). Także w Polsce w ostatnich latach miały miejsce liczne pożary składowisk odpadów.

Oprócz pyłu (sadzy) i WWA, spalanie odpadów poza profesjonalnymi spalarniami może być źródłem emisji m. in. cyjanowodoru (HCN), chlorowodoru (HCl), benzenu (C₆H₆), styrenu (C₆H₆-CH=CH₂) czy formaldehydu (HCHO). Ale też związków jeszcze bardziej „egzotycznych”: różnych kwasów mono- i di- karboksylowych, estrów kwasu ftalowego (ftalanów), bromowanych eterów difenylowych (PBDE), dioksyn (PCDD/F), czy bromowanych odpowiedników dioksyn (PBDD/F), (Levin 1987; Lemieux i in., 2004; Simoneit i in., 2005; Estrellan i Iino, 2010; Gullett i in., 2010; Kumar i in., 2015). Jeśli więc nawet nie mamy tu do czynienia z przysłowiową „połową tablicy Mendelejewa” (chyba że płonie zużyty sprzęt elektryczny i elektroniczny), to na pewno ze znaczną częścią chemii organicznej.

Wpływ tych substancji na środowisko i zdrowie ludzkie jest wciąż przedmiotem badań. Wiadomo jednak, że długo pozostają w środowisku, mogą kumulować się w łańcuchu pokarmowym i nie są obojętne dla naszego zdrowia.

Wbrew temu co sądzą niektóre osoby, spalanie śmieci w domowych paleniskach nie jest główną przyczyną smogu w Polsce. Palenie odpadów dodatkowo zwiększa jednak toksyczność oraz uciążliwość i tak mocno szkodliwego dymu ze spalania węgla lub drewna. Część szkodliwych substancji pozostaje też w popiele. Spalanie odpadów poza przeznaczonymi do tego instalacjami jest w Polsce nielegalne.

Źródłem emisji benzenu, formaldehydu i wielu innych szkodliwych związków może być również przemysł – na przykład koksownie, rafinerie, zakłady chemiczne czy zakłady produkujące płyty wiórowe.

Zanieczyszczenia powietrza („składniki smogu”) a klimat

Jak widać, wśród omówionych wyżej „smogowych” zanieczyszczeń powietrza nie ma trzech gazów cieplarnianych: dwutlenku węgla (CO₂), metanu (CH₄) i podtlenku azotu (N₂O). Uwaga: tego ostatniego nie należy mylić z dwutlenkiem azotu (NO₂) ani z tlenkiem azotu (NO).

Substancje odpowiadające za zmianę klimatu i te składające się na smog mogą się nam jednak mieszać i mylić. Choćby dlatego, że praktycznie wszystkie wymienione wcześniej typowe zanieczyszczenia powietrza („składniki smogu”) mają mniejszy lub większy wpływ na klimat naszej planety (Myhre i in., 2013).

Niektóre z nich podgrzewają naszą planetę (mówiąc językiem naukowym, mają dodatnie wymuszenie radiacyjne), jak na przykład ozon troposferyczny, czyli ten znajdujący się w troposferze. To ważny gaz cieplarniany, choć mówimy o nim rzadko – pewnie także dlatego, że nie jest przez nas emitowany w istotnych ilościach, a powstaje głównie z innych zanieczyszczeń w wyniku reakcji (foto)chemicznych.

Kolejnym przykładem jest sadza (ang. black carbon, BC), wchodząca często w skład pyłu zawieszonego. Sadza, powstająca w wyniku niepełnego spalania paliw kopalnych i biomasy, ma ocieplający wpływ na klimat nie tylko wtedy, gdy jest obecna w atmosferze. Zwiększa też ilość promieniowania słonecznego pochłanianego przez powierzchnie, na których osiada. Jeśli osiada na lodzie lub śniegu, przyspiesza ich topnienie.

Niektóre substancje, na przykład dwutlenek siarki (SO₂), a precyzyjniej: powstające z niego aerozole siarczanowe (Wang i in., 2016; Liu i in., 2019) ochładzają klimat – mają ujemne wymuszenie radiacyjne (Myhre i in., 2013). Właśnie z tym faktem związany jest przejściowy, ochładzający wpływ erupcji wulkanicznych na ziemski klimat (patrz Jak wpłynęłaby na klimat duża erupcja wulkaniczna?). A także pewien paradoks: dzięki m. in. oczyszczaniu spalin w elektrowniach węglowych, w ostatnich dekadach globalną emisję dwutlenku siarki znacznie ograniczono, co przełożyło się na zmniejszenie stężeń tego gazu w powietrzu. Jest to korzystne dla naszego zdrowia, ekosystemów i budynków, szczególnie zabytków (SO₂ powoduje tzw. kwaśne deszcze), ale przyspieszyło zmianę klimatu – patrz Globalne ocieplenie będzie postępować szybciej, niż sądzimy.

Skoro „pył zawieszony” oznacza z grubsza to samo co „aerozol”, do pyłu stosuje się praktycznie wszystko, co wiemy na temat aerozoli (więcej w: Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (6): Aerozole), patrz też (Penner 2019) oraz art. K. Markowicza w pracy zbiorowej Juda-Rezler i in., 2016).

Mamy wreszcie zanieczyszczenia, które co prawda nie wpływają na klimat bezpośrednio, ale substancje powstające z nich w różnych reakcjach chemicznych już tak. Na przykład z dwutlenku azotu (NO₂) i innych związków chemicznych pod wpływem promieniowania słonecznego powstaje ozon (O₃).

Wspólne źródła smogu i gazów cieplarnianych

Zanieczyszczenia powietrza tworzące smog i gaz cieplarniany – dwutlenek węgla (CO₂) mogą się nam mieszać i mylić także dlatego, że mają w dużej mierze wspólne źródła: spalanie paliw kopalnych (węgla, pochodnych ropy naftowej i gazu ziemnego) oraz biomasy.

Używanie paliw kopalnych wiąże się też z emisjami innego gazu cieplarnianego: metanu (CH₄). Metan jest głównym składnikiem gazu ziemnego, jest także emitowany z głębinowych kopalń węgla kamiennego (Methane Tracker 2020, IEA, Methane Tracker 2021, IEA).

Ważnym źródłem emisji CO₂ jest również spalanie tworzyw sztucznych, produkowanych zresztą w dużej mierze z surowców pochodzących z paliw kopalnych, głównie ropy naftowej. Roczna globalna emisja CO₂ związana tylko ze wspomnianym już zjawiskiem spalania odpadów na otwartej przestrzeni szacowana była parę lat temu na ok. 1,4 mld ton (Wiedinmyer i in., 2014). To kilka procent całkowitej światowej emisji dwutlenku węgla (5% globalnej emisji CO₂ z 2010 r.), a nie liczymy tu spalania odpadów w profesjonalnych instalacjach. Szacuje się że w wielu krajach rozwijających się, np. w Lesotho, Burundi, Mali, Somalii, i na Sri Lance, emisja CO₂ związana ze spalaniem odpadów na otwartej przestrzeni jest większa niż emisja CO₂ oficjalnie raportowana przez te państwa (Wiedinmyer i in., 2014). Spalanie odpadów jest też źródłem silnie ocieplającej klimat sadzy (Cogut 2016; Velis i Cook 2021).

Raz jeszcze: chodzi tu wyłącznie o wpływ jaki na klimat ma spalanie odpadów poza spalarniami. Emisja związana z produkcją tworzyw sztucznych szacowana jest na ok. 800 mln ton ekwiwalentu CO₂; emisja związana ze spalaniem tworzyw sztucznych w profesjonalnych spalarniach jest znacznie mniejsza, patrz Plastik a klimat.

Duże emisje CO₂ i brudne powietrze nie muszą iść w parze

Ranking państw czy regionów, w których problem smogu jest najpoważniejszy nie pokrywa się ani z listą największych emitentów CO₂, (choć w obu zestawieniach w czołówce znalazły by się Chiny i Indie), ani też z listą krajów o największej emisji CO₂ w przeliczeniu na mieszkańca.

(Taki „smogowy” ranking można stworzyć w oparciu o tzw. indeksy jakości powietrza, zawierające informacje o średnich stężeniach najważniejszych zanieczyszczeń.)

Pozostaje to prawdą także wtedy, gdyby patrząc na jakość powietrza, brać pod uwagę tylko zanieczyszczenia pochodzące ze źródeł antropogenicznych, a wykluczać np. pył pustynny – w wielu miejscach na świecie pył z procesów erozji stanowi większość masy pyłu obecnego w powietrzu.

Przykładowo, emisja CO₂ na osobę w Niemczech jest zbliżona do polskiej, ale problem zanieczyszczenia powietrza pyłem i związkami z grupy WWA jest znacznie mniejszy niż u nas. I jest tak pomimo dużo większej gęstości zaludnienia u naszych zachodnich sąsiadów. Stężenia benzo(a)pirenu (a więc najpewniej także i innych WWA) w powietrzu są w Niemczech kilkanaście, a nawet kilkadziesiąt razy niższe niż w Polsce (Air quality in Europe — 2020 report, EEA). W niemieckich miastach wciąż wysokie są za to stężenia dwutlenku azotu. Skąd te różnice?

W naszym kraju za „smog” odpowiadają przede wszystkim zainstalowane w domach prymitywne urządzenia grzewcze – kotły, piece i kominki, w których spala się węgiel lub drewno, a czasem i odpady. Według danych Krajowego Ośrodka Bilansowania i Zarządzania Emisjami (KOBiZE), gospodarstwa domowe odpowiadają za około połowę (masy) pyłu PM_2,5 emitowanego każdego roku w Polsce. A także za ok. 90% emisji substancji z grupy wielopierścieniowych węglowodorów aromatycznych (WWA) i ok. 2/3 emisji dioksyn (PCDD/F), (KOBiZE 2020), patrz Ilustracje 12 i 13.

Uwaga: w terminologii używanej przez KOBiZE kategoria „Inne sektory” to „instytucje, handel, usługi, gospodarstwa domowe, spalanie paliw w rolnictwie, leśnictwie i rybołówstwie”. Zarówno w przypadku emisji PM 2.5 jak i WWA dominują tu gospodarstwa domowe. Najbardziej aktualne dostępne dane dotyczą 2018 r.

W Polsce w budynkach jednorodzinnych wciąż mamy prawie 3 miliony pieców i kotłów na paliwa stałe (Raport „Droga do czystego powietrza”, Polski Alarm Smogowy 2021). Do tego dochodzi kilkaset tysięcy, może nawet milion ogrzewanych piecami węglowymi mieszkań w budynkach wielorodzinnych (brak tu dokładnych danych). Ogromna większość (nawet 87%) węgla kamiennego spalanego w Unii Europejskiej w gospodarstwach domowych jest spalana w Polsce.

To między innymi właśnie z tych powodów jakość powietrza jest w naszym kraju gorsza niż w większości państw Unii. Gorsza nie tylko niż w Niemczech, ale też w krajach podobnych do Polski: w Czechach, na Węgrzech czy na Słowacji.

Tak jak w wielu miejscach na świecie, bardzo duży wpływ na jakość powietrza ma w Polsce transport drogowy – pojazdy z silnikami spalinowymi, zwłaszcza silnikami Diesla. Transport jest w naszym kraju ważnym źródłem emisji pyłu i głównym źródłem emisji tlenków azotu (KOBiZE 2020).

W dalszej kolejności wpływ na jakość powietrza mają różne gałęzie przemysłu (koksownie, zakłady chemiczne i inne), wreszcie energetyka zawodowa – elektrownie i elektrociepłownie. Energetyka zawodowa plasuje się na drugim miejscu po transporcie pod względem całkowitej emisji NO_x (KOBiZE 2020).

Chodzi tu oczywiście o uśredniony wpływ różnych źródeł na jakość powietrza. Lokalnie, sytuacja może wyglądać inaczej – na przykład jeśli w danej miejscowości mamy zakład przemysłowy.

Warto też pamiętać, że przypadku pyłu, WWA czy tlenków azotu, zwykle nie mamy prostej zależności (proporcjonalności) między wielkością emisji danej substancji a jej stężeniami w powietrzu i wpływem na nasze zdrowie. Na przykład, emisja tej samej ilości NO₂ przez samochody i zawodową energetykę prowadzi do zupełnie innego narażenia ludzi. Samochody emitują zanieczyszczenia blisko naszych nosów i płuc, w dodatku często w obszarach o dużej gęstości zaludnienia. Emisje NO₂ z wysokich kominów elektrowni i są relatywnie mniejszym zagrożeniem.

To, jaki wpływ na jakość powietrza mają różne źródła zanieczyszczeń można próbować oceniać i szacować różnymi metodami. Można znaleźć takie oszacowania na przykład dla Warszawy (Juda-Rezler i in., 2020) i Krakowa (Samek i in., 2021).

Jeśli chodzi o emisje dwutlenku węgla, sytuacja wygląda z grubsza na odwrót niż w przypadku pyłu. W Polsce największym emitentem CO₂ spośród wszystkich sektorów jest energetyka zawodowa: elektrownie i elektrociepłownie. Odpowiadają one za prawie połowę całkowitej rocznej emisji tego gazu, choć transport i ogrzewanie budynków za pomocą domowych kotłów i pieców mają tu też znaczny udział (Poland. 2021 National Inventory Report). Dlaczego tak jest?

Elektrownie i elektrociepłownie spalają większość zużywanego w Polsce węgla kamiennego i prawie cały węgiel brunatny, a także coraz więcej gazu ziemnego. Jednak w przeciwieństwie do domowych urządzeń grzewczych są wyposażone w coraz lepsze instalacje zmniejszające emisje pyłu, tlenków azotu i siarki. Dużo efektywniejszy jest też sam proces spalania. Dlatego wpływ energetyki na powstawanie smogu jest stosunkowo niewielki, za to na klimat – bardzo duży.

I dlatego też organizacje antysmogowe mówią głównie o domowych piecach i kotłach na węgiel i drewno, o kominkach oraz o samochodach, czasem też o zakładach przemysłowych, innych niż elektrownie i elektrociepłownie. Osoby i organizacje zajmujące się walką ze zmianą klimatu koncentrują się natomiast na elektrowniach węglowych i gazowych.

Praw chemii nie da się oszukać

Węgiel, ropę, gaz i biomasę można spalać „czysto” – czyli tak, by (prawie) nie powodować smogu. Bardziej precyzyjnie: tak by emitować tylko małe ilości pyłu (w tym sadzy) czy dwutlenku siarki.

Trudniej jest poradzić sobie z emisjami tlenków azotu, ale i je da się znacznie zmniejszyć. Trudność polega tu na tym, że w wysokich temperaturach zawarty w powietrzu azot łączy się z tlenem, tworząc tlenek azotu NO, który z kolei utlenia się do NO₂. W przeciwieństwie do siarki i SO₂, możemy więc mieć dużą emisję NO₂, nawet jeśli dane paliwo nie zawiera w ogóle azotu ani jego związków.

„Czyste” spalanie paliw kopalnych da się osiągnąć używając nowoczesnych kotłów przemysłowych, domowych urządzeń grzewczych i silników spalinowych. A także stosując różnego typu filtry, katalizatory i inne rozwiązania techniczne, tak jak ma to miejsce choćby w zawodowej energetyce węglowej. Czasem wystarczy po prostu zamiana innych paliw na gaz ziemny, używany do ogrzewania naszych domów lub do produkcji energii elektrycznej (zamiast węgla i biomasy) i w silnikach spalinowych (zamiast oleju napędowego). Przykładowo, nawet prymitywne piece i kotły gazowe emitują bardzo niewielkie ilości pyłu zawieszonego. Po prostu paliwo gazowe łatwiej jest spalić „czysto” niż paliwo ciekłe, a tym bardziej stałe.

Praw chemii nie da się jednak oszukać. W skład paliw kopalnych i biomasy wchodzi przecież węgiel (tu w znaczeniu: szósty pierwiastek układu okresowego). I dlatego przy ich spalaniu zawsze powstaje dwutlenek węgla. Jeśli spalanie jest całkowite, każdy atom węgla (masa molowa 12 g) łączy się z dwoma atomami tlenu O₂ (o masie molowej 2x16g = 32 g). Z każdego grama pierwiastkowego węgla zawartego w spalanej substancji powstaje wtedy 44/12 ≈ 3,67 gramów CO₂. Jeśli spalanie nie jest całkowite, to powstanie nieco mniej CO₂, ale „za to” część pierwiastkowego węgla zawartego w paliwie wejdzie w skład tlenku węgla (CO), lotnych związków organicznych (LZO), wielopierścieniowych węglowodorów aromatycznych (WWA) czy też sadzy – wspomnianych już wyżej, ważnych „składników smogu”. (Część WWA występuje w sadzy, a część w fazie gazowej.)

Emisji CO₂ związanej ze spalaniem paliw kopalnych lub biomasy nie da się więc zmniejszać tak, jak da się obniżać (w idealnym przypadku praktycznie do zera) emisję pyłu, LZO, tlenków siarki czy azotu. To nie jest kwestia jakości paliwa, techniki spalania czy oczyszczania spalin, tylko praw przyrody.

Pułapka gazyfikacji.

Ilość dwutlenku węgla powstającego przy spalaniu gazu ziemnego jest zwykle znacznie mniejsza (ok. 2–3 razy) niż w przypadku spalania węgla kamiennego lub brunatnego (w przeliczeniu na jednostkę uzyskanej energii). Dokładne liczby zależą od tego, czy mówimy o zawodowej energetyce i produkcji energii elektrycznej, czy o domowych urządzeniach grzewczych i uzyskanej energii cieplnej. Dlatego gaz ziemny jest uważany często za źródło energii bardziej przyjazne dla klimatu niż węgiel. A także za „paliwo pomostowe” albo „przejściowe” między gospodarką opartą na paliwach kopalnych a przyszłą gospodarką nisko- i zeroemisyjną.

Jednak gaz ziemny składa się głównie z silnego gazu cieplarnianego: metanu (CH₄) (patrz Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (4): Gazy cieplarniane a transport energii). Dlatego wykorzystanie gazu ziemnego jako źródła energii wiąże się nie tylko z emisjami CO₂, ale też z emisjami metanu, których źródłem są wycieki gazu ziemnego podczas jego wydobycia, transportu i składowania.

W zależności od wielkości wycieków, wpływ spalania gazu ziemnego na klimat może być w skrajnych sytuacjach nawet większy niż wpływ spalania węgla (znowu: w przeliczeniu na jednostkę energii). Jest to prawdą przynajmniej w kluczowej dla nas perspektywie czasowej najbliższych 20–30 lat i krótszej, bo metan utlenia się do dwutlenku węgla, więc z czasem jego wpływ na klimat maleje.

Zmiana klimatu jest dużo większym wyzwaniem niż smog

Widać, że działania antysmogowe nie zawsze pomagają klimatowi. I że znacznie łatwiej jest poradzić sobie ze smogiem niż ze zmianą klimatu.

By oczyścić powietrze ze smogu, nie trzeba rezygnować ze spalania paliw kopalnych – wystarczy spalać je „czysto”. Ale żeby spowolnić zmianę klimatu, by uchronić się przed katastrofą klimatyczną, potrzebne są dużo bardziej radykalne kroki – jako źródeł energii nie możemy już używać węgla, ropy ani gazu ziemnego. Albo przynajmniej robić to tak, by nie emitować powstającego przy ich spalaniu dwutlenku węgla do atmosfery (sekwestracja dwutlenku węgla, ang. carbon capture and storage, CCS), patrz Geoinżynieria, czyli jak naprawić klimat – część druga. Co jest trudne technicznie, kosztowne i poza pilotażowymi instalacjami nie jest obecnie stosowane.

Poza tym, jeśli tylko przestaniemy emitować substancje takie jak pył, tlenki azotu czy siarki, to powietrze oczyści się z nich samo, bez naszej ingerencji. W dodatku stanie się to szybko – w skali dni, tygodni.

Z dwutlenkiem węgla już tak prosto nie jest – wyemitowany do atmosfery trafia do tzw. szybkiego cyklu węglowego i krąży między atmosferą, biosferą, i oceanami, wpływając na klimat naszej planety przez tysiące lat – dopóki nie zostanie trwale usunięty w działającym w skali geologicznej tzw. wolnym cyklu węglowym (patrz Impuls węglowy i jego usuwanie z atmosfery). By przywróć atmosferę do stanu pierwotnego (czyli tego sprzed rewolucji przemysłowej) trzeba więc aktywnie usuwać CO₂ bezpośrednio z powietrza za pomocą zalesiania lub technologii DAC (ang. Direct Air Capture).

Z kolei średni czas życia cząsteczki metanu w powietrzu to ok. 10 lat – znacznie krócej niż w przypadku dwutlenku węgla, ale i tak znacznie dłużej niż w przypadku „składników smogu”.

Co więcej, choć zanieczyszczenia takie jak pył mogą się przenosić na znaczne odległości, smog jest i tak w dużej mierze problemem lokalnym. Czasem wystarczy zrobić naprawdę niewiele, by w danym miejscu powietrze stało się o wiele czystsze. Na przykład zlikwidować kilka prymitywnych palenisk zatruwających życie całej okolicy. Albo ograniczyć na jakiejś ulicy ruch – na przykład zakazując wjazdu pojazdom nie spełniającym ustalonych norm emisji spalin. Zmiana klimatu jest zaś jak wiemy problemem globalnym. Istotne jest to, jaka ilość gazów cieplarnianych została przez nas wyemitowana do atmosfery. To gdzie i w jaki sposób były emitowane, nie ma większego znaczenia.

Smogu nie należy jednak lekceważyć

To, że łatwiej jest poprawić jakość powietrza niż powstrzymać zmianę klimatu nie oznacza, że problem smogu nie jest poważny.

Jakością powietrza („smogiem”) interesujemy się przede wszystkim ze względu na jej bezpośredni negatywny wpływ na nasze samopoczucie, zdrowie i życie. Wpływ ten jest bardzo silny: szacuje się, że zanieczyszczenia powietrza (przede wszystkim pył PM_2,5) powodują na całym świecie około 6,5 milionów przedwczesnych zgonów rocznie (Landrigan i in., 2018, dane za 2015 r.). To większość z 9 milionów wszystkich zgonów przypisywanych każdego roku na świecie zanieczyszczeniu środowiska.

Ogromna większość ofiar zanieczyszczonego powietrza to osoby starsze. Jednak w krajach o niższym poziomie rozwoju wśród zgonów spowodowanych przez zanieczyszczenia powietrza mamy też każdego roku setki tysięcy zgonów dzieci w wieku do lat 5 (problem ten praktycznie nie dotyczy państw europejskich). Według Światowej Organizacja Zdrowia (WHO) wszystkich zgonów dzieci poniżej 5 roku życia z powodu zapalenia płuc na całym świecie było w 2017 r. ponad 800 tysięcy (WHO 2017), z czego ok. 45% zgonów przypisuje się właśnie wpływowi zanieczyszczeń powietrza (WHO 2021).

Według raportów Europejskiej Agencji Środowiska (EEA), w Unii Europejskiej z powodu złej jakości powietrza w 2018 r. przedwcześnie zmarło ok. 450 tys. osób (EEA na razie wciąż nie opublikowała szacunków dla lat 2019–2021). W Polsce – w zależności od użytej metodyki i konkretnego roku – zanieczyszczenia powietrza zabijają od ok. 25 tys. (WHO 2016) do ok. 50 tys. osób (EEA 2020). Każdego roku. Jednak niektóre lata są pod pewnymi względami wyjątkowe.

W styczniu a także w lutym 2017 r. na większości terytorium naszego kraju stężenia zanieczyszczeń powietrza były rekordowo wysokie. W styczniu 2017 r. w całej Polsce mieliśmy też o 11 tys. zgonów więcej niż w styczniu 2016 r. Do dziś nie wiadomo, w jakiej mierze za tak duże zwiększenie umieralności odpowiada zanieczyszczenie powietrza, a w jakiej infekcje układu oddechowego, w tym grypa i jej powikłania, a w jakiej wreszcie interakcje między tymi czynnikami. Definitywnej odpowiedzi nie znajdziemy bowiem w istniejących analizach (Wojtyniak i in., 2017).

Prawie nikt w akcie zgonu nie ma jednak wpisane, że umarł przez złą jakość powietrza (jednym z nielicznych wyjątków była dziewięcioletnia Ella Kissi-Debrah, która mieszkała w Londynie przy ruchliwej ulicy i zmarła w lutym 2013 r. po ataku astmy). Zgony przypisywane zanieczyszczeniom powietrza są związane z chorobami układu oddechowego i układu krążenia.

Choć nawet krótkie narażeniu na zanieczyszczone powietrze może mieć bardzo negatywne następstwa, to jednak jeszcze większym problemem jest przewlekłe narażenie nawet na stosunkowo niskie stężenia zanieczyszczeń.

Jest tak dlatego, że narażenie na zanieczyszczenia powietrza nie tylko nasila istniejące choroby układu oddechowego (takie jak astma i przewlekła obturacyjna choroba płuc), ale często odgrywa także istotną rolę w ich rozwoju (Kelly i Fussell, 2011; Khreis i in., 2017). Podobnie jest, jeśli chodzi o funkcjonowanie układu krążenia i dotyczące go choroby (Simkhovich i in., 2008; Mills i in., 2009; Brook i in., 2010; Sun i in., 2010; Newby i in., 2014), a nawet układu nerwowego (Clifford i in., 2016).

U dzieci narażenie na zanieczyszczenia powietrza (zwłaszcza na pył i zawarte w nim substancje) przekłada się na gorszy rozwój intelektualny oraz gorsze wyniki w nauce i testach psychometrycznych. Zanieczyszczone powietrze ma wpływ na późniejszy rozwój i funkcjonowanie mózgu już na etapie życia płodowego. U osób dorosłych długotrwałe narażenie na zanieczyszczenia przyspiesza starzenie się układu nerwowego, pogłębiając i przyspieszając upośledzenie zdolności poznawczych i spadek sprawności umysłowej w podeszłym wieku (Clifford i in., 2016; Weuve i in., 2021).

Narażenie ciężarnej matki na zanieczyszczenia powietrza ma wpływ nie tylko na układ nerwowy dziecka. Może też być jednym z czynników zwiększających ryzyko wewnątrzmacicznego obumarcia płodu (DeFranco i in., 2015; Yang i in., 2018), wcześniactwa (Fleischer i in., 2014; Zhao i in., 2015; DeFranco i in., 2016) i niskiej wagi urodzeniowej noworodków (Choi i in., 2006; Jędrychowski i in., 2010; Pedersen i in., 2013; Fleischer i in., 2014; Smith i in., 2017).

To jeszcze nie koniec tej ponurej wyliczanki. W 2012 r. Międzynarodowa Agencja Badań nad Rakiem (ang. International Agency for Research on Cancer, IARC) sklasyfikowała spaliny silników Diesla jako substancję o udowodnionym działaniu kancerogennym (grupa 1 w klasyfikacji IARC). Spaliny dieslowskie zostały sklasyfikowane jako substancja „prawdopodobnie rakotwórcza dla ludzi” (grupa 2A) już w 1988 r. Z kolei w 2013 r. za rakotwórcze dla człowieka zostały uznane również zanieczyszczenia powietrza zewnętrznego, w szczególności pył zawieszony.

W obu przypadkach ocena IARC potwierdziła coś, czego można się było spodziewać. W skład pyłu zawieszonego pochodzącego ze spalania paliw kopalnych i biomasy wchodzi przecież wiele substancji rakotwórczych – choćby wielopierścieniowe węglowodory aromatyczne (WWA) i ich pochodne.

Według Światowej Organizacji Zdrowia (WHO), w 2019 r. ok. 90% ludzi na świecie oddychało powietrzem zanieczyszczonym na tyle, by stanowiło to poważne zagrożenie dla ich zdrowia (WHO 2019). Co oznacza: powietrzem nie spełniającym wytycznych WHO. Dziś procent ten byłby jeszcze wyższy, bo wytyczne WHO zostały niedawno znacznie zaostrzone – rosnąca liczba dowodów naukowych wskazywała, że stężenia uznawane do tej pory za akceptowalne wcale takimi nie są.

Warto tu raz jeszcze podkreślić, że w danym regionie świata wielkość emisji typowych zanieczyszczeń powietrza („składników smogu”) wcale nie musi być proporcjonalna do ilości emitowanych gazów cieplarnianych. Zupełnie inne mogą być też główne źródła zanieczyszczeń pyłowych i dwutlenku węgla. Na przykład, pokazano że istnieje jedynie słaba dodatnia korelacja między liczbą zgonów przypisywanych wpływowi pyłu PM_2,5 a emisjami CO₂ w 250 największych miastach świata (Anenberg i in., 2019).

W krajach o niskim dochodzie (np. Indie, Bangladesz, państwa afrykańskie) bardzo duże skutki zdrowotne wiążą się z używaniem biomasy (czasem też węgla kamiennego) do gotowania posiłków. Mowa tu między innymi o większości ze wspomnianych wcześniej kilkuset tysięcy zgonów rocznie wśród dzieci w wieku do 5 lat (WHO 2021). Zastąpienie biomasy używanej do gotowania „czystymi” paliwami (ang. clean cooking fuels), na przykład gazem ziemnym albo gazem LPG (propan-butan) byłoby więc bardzo korzystne z punktu widzenia ochrony zdrowia ludzkiego. Mniej jasne jest, czy taki krok byłby korzystny z punktu widzenia ochrony klimatu. Jest to jednak prawdopodobne, nawet przy zastąpieniu biomasy paliwami kopalnymi. Istotnie zmniejszyły by się bowiem emisje sadzy, a m. in. dzięki większej efektywności energetycznej urządzeń grzewczych na gaz, także emisje CO₂. Pozyskanie biomasy wiąże się też często z wylesianiem, które ma bardzo negatywny wpływ na klimat.

Wysokie stężenia CO₂ bezpośrednio wpływają na nasze samopoczucie

Praktycznie wszystko co zostało do tej pory powiedziane o wpływie zanieczyszczeń powietrza na zdrowie dotyczyło wpływu pyłu zawieszonego, dwutlenku azotu i ozonu. Jednak kolejnym z punktów wspólnych problemu jakości powietrza i problemu zmian klimatycznych jest bezpośredni wpływ, jaki na nasze zdrowie i samopoczucie będzie mieć rosnące stężenie dwutlenku węgla w atmosferze.

Negatywny wpływ dwutlenku węgla na naszą sprawność intelektualną, koncentrację i uwagę można zaobserwować w zatłoczonych, dusznych, niewietrzonych pomieszczeniach już przy stężeniach CO₂ wynoszących ok. 600–700 ppm (cząsteczek na milion cząsteczek powietrza), patrz (Satish i in., 2012; Fisk i in., 2013; Jacobson i in., 2019), patrz też Homo sapiens w świecie wysokich stężeń CO₂.

Jeszcze bardziej powinno interesować nas jednak powietrze zewnętrzne. Stężenie tła dla dwutlenku węgla obecnie osiąga nawet 420 ppm i stale rośnie (z dokładnością do sezonowych wahań związanych z okresem wegetacyjnym na półkuli północnej). Jeśli nie ograniczymy emisji CO₂, to w końcu stężenie tego gazu w atmosferze w dowolnym miejscu planety przekroczy próg 600 ppm. Nawet przy niższych stężeniach CO₂ w powietrzu zewnętrznym coraz trudniej będzie nam wietrzyć budynki, by utrzymać w nich wystarczająco dobrą jakość powietrza – jeśli patrzymy właśnie pod kątem nie za wysokiego stężenia CO₂.

Miejska „czapa” CO₂

Co gorsza, stężenie globalnego tła CO₂ mierzymy z dala od źródeł emisji dwutlenku węgla – na przykład na środku Oceanu Spokojnego (Mauna Loa). W miastach, gdzie mamy wiele różnych źródeł CO₂ – silniki spalinowe, domowe lub przemysłowe paleniska – stężenia tego gazu są dużo wyższe niż stężenia tła, a w niektórych miejscach i porach doby już dziś przekraczają 600 ppm.

To, z jakimi stężeniami CO₂ mamy zwykle do czynienia w miastach, zależy zarówno od wielkości lokalnej emisji, jak i od warunków meteorologicznych. Ale możemy przyjąć, że stężenia te są wyższe przynajmniej o kilkadziesiąt ppm niż stężenie tła.

Pokazały to choćby badania prowadzone w Phoenix (Arizona, USA) w styczniu 2000 r. (Idso i in., 2001). Były to tzw. badania transektowe, w których jeździ się z urządzeniami pomiarowymi daną trasą przez kolejne dni. W zależności od wybranej trasy, punktu na trasie i pory dnia, średnie stężenie CO₂ z okresu prowadzenia pomiarów wahało się między 400 a ponad 500 ppm. Jednak najwyższe zanotowane chwilowe stężenie CO₂ w centrum Phoenix sięgało 650 ppm. Wyższe stężenia zanotowano w dni robocze niż w weekendy – miało to oczywiście związek z natężeniem ruchu samochodowego. Kiedy prowadzono te badania, stężenie CO₂ tła (z dala od miasta) było szacowane na ok. 369 ppm, a nie jak dziś blisko 420 ppm. A było to ledwie dwie dekady temu. Patrząc na Krzywą Keelinga widzimy, że od 1960 r. stężenie dwutlenku węgla w ziemskiej atmosferze wzrosło o ok. 100 ppm – niemal o jedną trzecią.

Inne badania z USA – z Salt Lake Valley w Utah (Mitchell i in., 2018) prowadzą do podobnych wniosków. Stężenia CO₂ w Salt Lake Valley są wyższe w zimie niż w lecie, a to przede wszystkim w związku z ogrzewaniem budynków – klimat jest tam chłodniejszy niż w Phoenix.

Można domyślać się, że sytuacja w naszym kraju wygląda podobnie – nie ma bowiem żadnego powodu, by było inaczej. Tak jak w USA, do wzrostu stężeń dwutlenku węgla przyczynia się zarówno ogrzewanie (zwłaszcza w przypadku zimowych epizodów smogowych, kiedy mamy do czynienia z inwersją i brakiem wiatru), jak i motoryzacja (przez cały rok).

To zjawisko „miejskiej czapy CO₂” (ang. urban CO₂ dome), czyli lokalnie podwyższonego stężenia dwutlenku węgla (w stosunku do globalnego tła) jest trochę podobne do zjawiska miejskiej wyspy ciepła. Mniej się jednak o nim mówi. A dzieje się tak pewnie także dlatego, że tylko w nielicznych miastach (niemiecki Heidelberg czy Pasadena w Kalifornii) od dłuższego czasu regularnie mierzone są stężenia CO₂. Rozwój sieci monitoringu CO₂ to kwestia dopiero ostatnich lat. Osoby zainteresowane tą tematyką mogą zapoznać się też z listą starszych prac (wraz z krótkim omówieniem każdej z nich) poświęconych „miejskiej czapie CO₂”.

Pożary lasów

Innym ważnym przykładem zależności między jakością powietrza – smogiem, a zmianą klimatu są pożary lasów, które wraz z postępującym ociepleniem naszej planety prawdopodobnie będą coraz częstsze.

Pożary lasów (a szerzej także łąk, torfowisk, itd.) są źródłem emisji nie tylko znacznych ilości CO₂, ale i pyłu (dymu). Lokalnie mogą więc bardzo pogarszać jakość powietrza. Dobrze było to widać w ostatnich latach w Australii i Kalifornii, a także w Brazylii, w związku z pożarami lasów Amazonii. Wpływ pożarów lasów na jakość powietrza to zresztą problem znany od dawna. Okresowe wypalanie lasów w Indonezji od lat powoduje smog w Singapurze. Dekadę temu potężne pożary lasów i torfowisk spowiły gęstym dymem Moskwę.

Pożary lasów, łąk czy torfowisk są zwykle uznawane za naturalne (a nie antropogeniczne) źródła emisji pyłu i CO₂. Prosty podział na źródła „naturalne” i „antropogeniczne” zaciera się jednak w związku z naszym wpływem na ziemski klimat.

Podsumowanie

Zmiana klimatu i problem złej jakości powietrza (smogu) są często ze sobą mylone. Nic dziwnego – oba problemy mają tą samą główną przyczynę: spalanie paliw kopalnych i biomasy.

Państwa i regiony z najwyższymi emisjami gazów cieplarnianych nie muszą jednak wcale być tymi, gdzie zanieczyszczenie powietrza jest największe.

Co więcej, procentowy udział ogrzewania budynków, transportu, przemysłu, czy energetyki w emisji „składników smogu” takich jak pył lub dwutlenek azotu może istotnie różnić się od ich udziału w emisji gazów cieplarnianych. Konkretne liczby zależą też oczywiście od analizowanego państwa lub regionu świata.

Skutki zmian klimatycznych będą najprawdopodobniej znacznie poważniejsze niż konsekwencje zanieczyszczenia powietrza pyłem, dwutlenkiem azotu czy ozonem. Globalne ocieplenie jest dla ludzkości nieporównywalnie większym zagrożeniem niż zanieczyszczenie powietrza.

Dużo łatwiej jest też poradzić sobie ze złą jakością powietrza niż powstrzymać zmianę klimatu. Choćby dlatego, że nie trzeba rezygnować z paliw kopalnych, by zlikwidować smog.

Ale zanieczyszczenie powietrza to i tak bardzo poważny problem: na całym świecie zła jakość powietrza każdego roku jest przyczyną prawie 7 mln zgonów, a także wielu innych negatywnych skutków zdrowotnych.

Jednym z punktów wspólnych problemu jakości powietrza i zmiany klimatu jest rosnące stężenie CO₂ w atmosferze, zwłaszcza w miastach, które będzie coraz bardziej negatywnie wpływać na nasze samopoczucie. Choć na razie mówiąc o smogu, zwykle nie wspominamy o dwutlenku węgla, być może należy zacząć to już robić.

Jakub Jędrak, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon P. Malinowski

Tekst jest zmienioną i rozszerzoną wersją rozdziału wydanego przez Uniwersytet Warszawski podręcznika „Klimatyczne ABC”.

The post Smog a zmiana klimatu appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

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.

The post Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (6): Aerozole appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Średnia zawartość cząsteczek pary wodnej w atmosferze wynosi obecnie ok. 4000 ppm, dwutlenku węgla ok. 400 ppm, a metanu 2 ppm. Jednak względne różnice ich wpływu na efekt cieplarniany (patrz tabela 1. w trzeciej części cyklu) są znacznie mniejsze od względnych proporcji ich zawartości w atmosferze. Jest to związane przede wszystkim z tym, że mała liczba cząsteczek w atmosferze jest proporcjonalnie bardziej skuteczna w pochłanianiu promieniowania niż taka sama liczba dodana do atmosfery, w której już jest sporo danego gazu cieplarnianego. Ten ostatni efekt jest związany z nasycaniem się pasm absorpcyjnych. Przyjrzyjmy się temu bliżej.

Nasycanie się pasm absorpcyjnych

Spójrzmy, jak zmienia się widmo promieniowania, gdy zwiększamy stężenie gazów cieplarnianych. Do zobaczenia „co by było gdyby”, wykorzystamy znany nam już model Uniwersytetu w Chicago. Sprawdzimy, jak zmieni się opuszczające Ziemię promieniowanie przy różnych stężeniach CO₂: bez tego gazu, przy stężeniu 10 ppm (cząsteczek na milion cząsteczek powietrza), 200 ppm, 400 ppm, 800 ppm i 1600 ppm.

Gdyby w atmosferze nie było w ogóle cząsteczek CO₂ (rysunek 2a), byłaby ona praktycznie przezroczysta dla promieniowania o długości fali ok. 15 μm, podobnie jak jest w oknie atmosferycznym (czyli zakresie 10–12 μm). Pokazuje to wykres widma promieniowania ziemskiego dla długości fal powyżej 10 μm opadający łagodnie, bez większych odstępstw od dzwonowatego kształtu.

Dodanie już zaledwie 10 ppm CO₂ (rysunek 2b) powoduje wyraźną zmianę widma opuszczającego Ziemię promieniowania. Przy tej samej temperaturze powierzchni jego strumień spada z 329,7 do 316,8 W/m², czyli o 12,9 W/m². W okolicach 15 μm pojawia się wyraźny „dołek” w widmie, co świadczy o tym, że fale tej długości zaczęły być pochłaniane.

Dalsze zwiększenie koncentracji CO₂ do 200 ppm (rysunek 2c), co odpowiada stężeniu z czasów maksimum epok lodowych, powoduje spadek strumienia opuszczającej Ziemię energii do 301,8 W/m². „Dołek” w widmie pogłębił się i widzimy, że promieniowanie w zakresie 14–16 μm pochodzi z wysokości odpowiadającej najniższej w atmosferze temperaturze 220 K (widmo promieniowania ziemskiego styka się tu z zaznaczonym kolorem jasnoniebieskim widmem ciała doskonale czarnego o tej temperaturze). Uwagę zwraca też to, że dla długości 15 μm, dla której pochłanianie przez CO₂ jest najintensywniejsze, obserwowana temperatura jest wyższa („szpileczka” pośrodku dołka). To sygnał, że pochodzi ono z obszaru o wyższej temperaturze (powyżej tropopauzy temperatura rośnie wraz z wysokością).

Wykresy 2d–f to seria trzech podwojeń stężeń CO₂: 200 ppm → 400 ppm → 800 ppm → 1600 ppm. Widać, że minimum widma związane z pochłanianiem podczerwieni przestaje się pogłębiać. To właśnie nazywamy nasyceniem pasma absorpcyjnego – więcej fal tej długości po prostu nie może już zostać pochłonietych. Czy to oznacza, że w pewnym momencie dodawanie kolejnych porcji gazów cieplarnianych przestanie mieć znaczenie? Nie. Zauważmy, że chociaż „dołek” w widmie przestał się pogłębiać, to jednak cały czas się poszerza, a opuszczający Ziemię strumień energii systematycznie spada – z każdym podwojeniem o około 3,4 W/m² (zależność ta jest dobrze spełniona dla zakresu 10–30000 ppm).

Po nasyceniu pasma absorpcyjnego wciąż może się ono jeszcze poszerzać.

Koncentracje gazów cieplarnianych a bilans radiacyjny Ziemi

Zmiany strumienia opuszczającej Ziemię energii w zależności od atmosferycznej koncentracji CO₂ możemy przedstawić na wykresie.

Bardzo istotne jest spostrzeżenie, że dla interesującego nas przedziału (od 200 ppm do tysięcy ppm) każde podwojenie stężenia dwutlenku węgla przekłada się na taką samą zmianę strumienia opuszczającej Ziemię energii, niezależnie od tego, czy jest to wzrost z 200 ppm do 400 ppm, czy z 800 do 1600 ppm.

Zależność, w której podwojenie wartości x skutkuje stałą zmianą wartości y, to zależność logarytmiczna.

Naszą symulację przeprowadziliśmy dla określonych warunków (średnioroczna atmosfera dla regionu zwrotników). Średnio rzecz biorąc, podwojenie stężenia CO2 dla całej planety skutkuje zmniejszeniem opuszczającego Ziemię promieniowania o 3,7 W/m² (w przybliżonych rachunkach często stosowana jest też wartość 4 W/m²).

Zmianę strumienia energii ΔE w W/m² w funkcji koncentracji CO₂ (czyli wymuszenie radiacyjne dwutlenku węgla względem określonego poziomu odniesienia) możemy opisać wzorem:

ΔE_CO2 = 3,7·ln(pCO₂/p₀CO₂)/ln(2) = 5,35·ln(pCO₂/p₀CO₂)            (1)

Bardziej precyzyjna zależność, w szczególności w zakresie wyższych koncentracji, ma postać:

ΔE_CO2 = 5,35·ln(pCO₂/p₀CO₂) + 0,39·(ln(pCO₂/p₀CO₂))²              (2)

gdzie pCO₂ to koncentracja CO₂ w atmosferze, a p0CO₂ – poziom odniesienia, względem którego mierzymy różnicę strumienia energii, zazwyczaj w obliczeniach jest to 280 ppm, odpowiadające stężeniu CO₂ w epoce przedprzemysłowej.

Zobaczmy, który gaz cieplarniany działa silniej: dwutlenek węgla czy metan. Na rysunku 5 widzimy porównanie zależności strumienia opuszczającej Ziemię energii od stężenia każdego z tych gazów (przy zerowym stężeniu drugiego).

Widać, że przy tej samej koncentracji dwutlenku węgla i metanu większy wpływ na bilans radiacyjny planety (a więc też temperaturę i widmo promieniowania powierzchni Ziemi) ma dwutlenek węgla. Aby uzyskać ten sam efekt radiacyjny, co dla koncentracji metanu wynoszącej 1000 ppm, koncentrację dwutlenku węgla wystarczy zwiększyć do niecałych 40 ppm.

Dlaczego więc uważa się, że metan jest silniejszym gazem cieplarnianym od dwutlenku węgla?

To skrót myślowy związany z tym, że obecne stężenie CH₄ jest ponad 200 razy mniejsze niż CO₂ (w 2018 roku ok. 1,9 ppm vs. 406 ppm), więc pasma absorpcyjne CH₄ nie są jeszcze nasycone. Zwiększenie stężenia CH₄ o 1 ppm, z 1 ppm do 2 ppm zmienia bilans radiacyjny planety o ok. 0,6 W/m², podczas gdy wzrost stężenia CO₂ o 1 ppm (dla obecnej koncentracji 400 ppm: z 400 do 401 ppm) zmienia bilans zaledwie o ok. 0,013 W/m²: blisko 50-krotnie mniej.

Masa metanu potrzebna dla zwiększenia koncentracji o 1 ppm jest blisko trzykrotnie mniejsza od masy dwutlenku węgla (ponieważ masa 1 mola CO₂ wynosi 44 gramów, a CH₄ tylko 16 gramów – blisko trzykrotnie mniej), przeliczając więc z jednostek ppm (lub moli) na tony emisji uzyskujemy mniej więcej 130-krotnie większy wpływ metanu.

Jeśli czynnik ten wynosi 130, to dlaczego mówi się, że „metan jest gazem cieplarnianym kilkadziesiąt razy silniejszym niż dwutlenek węgla” (oczywiście, przeliczając na tony emisji)? Wynika to z tego, że metan ma krótki czas życia w środowisku – średnio zaledwie ok. 10 lat.

W ciągu ok. 7 lat połowa cząsteczek CH₄ ulega reakcjom chemicznym (to tzw. czas połowicznego rozpadu t1/2) i tym samym jest usuwana ze środowiska. Po kolejnych 14 latach pozostaje ich ¼, po 21 latach 1/8 i tak dalej. Związek między czasem połowicznego rozpadu a średnim czasem życia możemy zapisać jako:

τ = t_1/2 / ln(2) = 1,44 t_1/2

Średni czas życia cząsteczki metanu wynosi więc około 10 lat.

Wyemitowany metan ma silne działanie w krótkim horyzoncie czasowym, lecz znacznie słabsze w długim.

Wpływ emisji gazów cieplarnianych wyrażamy w tzw. potencjale tworzenia efektu cieplarnianego (patrz ramka poniżej). Dla metanu GWP wynosi 84 w ciągu 20 lat od emisji, a im więcej czasu mija, tym bardziej spada – przez 100 lat do 28. Gdyby dodatkowo uwzględnić sprzężenia zwrotne cyklu węglowego, potencjał metanu wyniósłby odpowiednio 86 (dla 20 lat) i 34 (dla 100 lat) (IPCC, 2013).

Potencjał tworzenia efektu cieplarnianego (ang. Global Warming Potential, GWP) mówi nam, ile energii pochłonie w wybranym okresie (np. 20 lub 100 lat) wyemitowana na jego początku 1 tona gazu cieplarnianego. Punktem odniesienia jest energia pochłaniana w takim czasie przez 1 tonę dwutlenku węgla. Innymi słowy – potencjał tworzenia efektu cieplarnianego dla dwutlenku węgla z definicji zawsze wynosi 1.

Im większy GWP emitowanych gazów cieplarnianych, tym większy wpływ emisji tony gazu na ocieplenie klimatu.

Pasma absorpcyjno-emisyjne metanu i podtlenku azotu (trzeciego z „wielkiej trójki” gazów cieplarnianych emitowanych przez człowieka) nakładają się na siebie. Zależność wymuszenia radiacyjnego od koncentracji jest tu więc bardziej złożona i wymaga użycia w równaniach wartości stężeń obu gazów (odpowiednio pCH₄ i pN₂O). Dla metanu i podtlenku azotu mamy odpowiednio:

ΔE_CH4 = 0,036·(pCH₄^1/2 – p₀CH₄^1/2) – (β(pCH₄, p₀N₂O) – β(p₀CH₄, p₀N₂O))   (3)

ΔE_N2O = 0,120·(pN₂O^1/2 – p₀N₂O^1/2) – (β(p₀CH₄, pN₂O) – β(p₀CH₄, p₀N₂O))   (4)

gdzie stężenie jest wyrażone w [ppb] (cząsteczkach na miliard cząsteczek powietrza), p₀ oznacza koncentracje wyjściowe odpowiednich gazów (dla epoki przedprzemysłowej p₀CH₄=722 ppb, p₀N2O=270 ppb), a β funkcję postaci:

β(M,N) = 0,47·ln(1 + 0,0000201 (M·N)^0,75 + 5,31·10^-15·M·(M·N)^1,52

gdzie M i N to stężenia CH₄ i N₂O wyrażone w ppb.

Z kolei dla związków, których zawartość w atmosferze jest bardzo niewielka, a pasma absorpcyjne nie są nasycone, wymuszenie radiacyjne rośnie liniowo ze wzrostem ich koncentracji. Do takich gazów należą CFC, HCFC, HFC i inne gazy przemysłowe. Przykładowo dla CFC, przy wyrażeniu stężeń w [ppb]:

ΔE_CFCF11 = 0,25·(pCFC11 – p₀CFC11)                   (5)

ΔE_CFCF12 = 0,25·(pCFC12 – p₀CFC12)                   (6)

Ponieważ w epoce przedprzemysłowej gazów tych w ogóle nie było w atmosferze, p₀CFC = 0.

Co by się stało, gdybyśmy nagle (oczywiście z punktu widzenia bezwładności cieplnej ziemskiego systemu klimatycznego) zwiększyli stężenie gazów cieplarnianych w atmosferze?

Byłby to odpowiednik pogrubienia izolacji w domu – tak jak opisaliśmy to w tekście Globalne ocieplenie: wersja dla niewtajemniczonych. W rezultacie spadłby strumień energii unoszonej przez opuszczające Ziemię promieniowanie podczerwone. Widzimy to na rysunku 8: punktem wyjścia (a) jest planeta, której atmosfera jest pozbawiona CO₂. Planeta pozostaje w długoterminowej równowadze klimatycznej: absorbowana energia (pochodząca ze Słońca) jest równa wypromieniowywanej, w naszym przykładzie 329,7 W/m². Po wzroście stężenia CO₂ do 1600 ppm (pogrubienie izolacji), strumień odprowadzanej energii spada do 291,8 W/m² (b). Ponieważ strumień docierającej ze Słońca energii jest taki jak wcześniej, system klimatyczny planety zacznie akumulować ciepło, jej temperatura będzie rosnąć, a wraz z nią wzrośnie ilość wypromieniowywanej energii, zgodnie z prawem Stefana-Boltzmanna. Kiedy ta ostatnia zrówna się ze strumieniem energii pochłanianej, sytuacja znów się ustabilizuje (c) – jednak przy wyższej temperaturze powierzchni planety (w tym przykładzie, przy ustalonej wilgotności względnej, wyższej o 13,2°C). Wyższa temperatura powierzchni planety jest wyraźnie widoczna w oknie atmosferycznym (ponad linią czerwoną odpowiadającą 300 K = 27°C): w strefie międzyzwrotnikowej robi się naprawdę gorąco.

Gdy w atmosferze przybywa gazów cieplarnianych, temperatura powierzchni planety rośnie, co pozwala przywrócić równowagę radiacyjną.

Poziom emisji

Wysokość, z której średnio rzecz biorąc promieniowanie podczerwone ucieka w przestrzeń kosmiczną, nazywamy „poziomem emisji”. Wzrost temperatury, spowodowany wyższym stężeniem gazów cieplarnianych, możemy postrzegać w kontekście wysokości, z której emitowane jest uciekające w kosmos promieniowanie podczerwone oraz gradientu temperatury dyktowanego przez równowagę radiacyjno-konwekcyjną.

Temperaturę emisyjną Ziemi oszacowaliśmy na 256 K, co przy średniej temperaturze rzeczywistej powierzchni Ziemi równej 289 K daje nam różnicę 33 K. Na jakiej wysokości w atmosferze temperatura jest o 33 K niższa niż temperatura powierzchni Ziemi? Przy spadku temperatury wraz z wysokością 6°C/km jest to wysokość H = 33/6 km = 5,5 km. Obserwator patrzący na Ziemię z kosmosu nie dostrzega promieniowania emitowanego przez samą powierzchnię planety – jest ono w znacznej mierze pochłaniane przez zalegające nad nią gazy cieplarniane. Promieniowanie, które ucieka w kosmos, jest przede wszystkim emitowane przez wyższe warstwy atmosfery, w przybliżeniu właśnie od wysokości ok. 5,5 km.

Zwiększając stężenie gazów cieplarnianych w atmosferze, spowodujemy, że stanie się ona nieprzezroczysta dla podczerwieni do większej wysokości, a poziom emisji będzie się wtedy znajdował wyżej. Powiedzmy, że na wysokości 6,5 km. Jakie zmiany spowoduje to w atmosferze i na powierzchni Ziemi? Jeśli planeta ma pozostać w stanie równowagi i emitować tyle samo promieniowania, ile otrzymuje od Słońca, jej temperatura emisyjna powinna pozostać bez zmian. To znaczy, że teraz to na wysokości 6,5 km powietrze powinno mieć temperaturę równą temperaturze emisyjnej Ziemi (256 K). Aby to było możliwe, ogrzać muszą się wszystkie warstwy powietrza poniżej oraz powierzchnia Ziemi. Jeśli przyjmiemy zmiany temperatury z wysokością w tempie 6 K/km, oznacza to wzrost temperatury powierzchni planety o 6 K.

Wzrost koncentracji gazów cieplarnianych można rozumieć jako przesunięcie poziomu emisji na większą wysokość. Powoduje to wzrost temperatury leżących poniżej warstw atmosfery, a także powierzchni Ziemi.

A jak to wygląda na innych planetach?

Na Wenus gęsta atmosfera, składająca się głównie z dwutlenku węgla, wypromieniowuje podczerwień ze średniej wysokości kilkudziesięciu kilometrów (poziom emisji). Ze względu na brak pary wodnej, gradient wynikający z równowagi radiacyjno-konwekcyjnej jest bliski gradientowi suchoadiabatycznemu (10°C/km), w rezultacie czego temperatura powierzchni planety jest o kilkaset stopni wyższa od temperatury emisyjnej (patrz tabela 1 w artykule Efekt cieplarniany – jak to działa). Czy w takim razie, gdyby Słońce zgasło i temperatura emisyjna spadłaby do temperatury promieniowania tła (3 K), to na powierzchni Wenus nadal cały czas byłoby tak gorąco? Oczywiście nie. Z planety uciekałoby więcej energii, niż by do niej docierało (praktycznie zero), a w miarę utraty przez planetę energii dochodziłoby do „osiadania” i przebudowy atmosfery, aż wreszcie temperatura spadłaby na tyle, że obecny dziś w atmosferze Wenus dwutlenek węgla zestaliłby się i spadł na powierzchnię.

Z kolei na Marsie, pomimo braku pary wodnej, spadek temperatury w troposferze jest rzędu zaledwie 3–4°C/km, co wiąże się z obecnością absorbującego promieniowanie pyłu. Ponieważ na Marsie burze pyłowe nie są stanem permanentnym, stąd i gradient temperatury przyjmuje wartości pośrednie (zresztą mocno zależny od zapylenia atmosfery w danym momencie, a przez to zmienny w czasie).

Bardziej szczegółowe wyjaśnienie działania efektu cieplarnianego na Wenus i Marsie znajdziesz w artykule Efekt cieplarniany na Ziemi, Wenus i Marsie.

Nisko – grzeje, wyżej – chłodzi

Zwiększenie koncentracji dwutlenku węgla (albo innego gazu cieplarnianego o niezmieniającej się wraz z wysokością koncentracji) powoduje wzrost temperatury przy powierzchni Ziemi. Jednocześnie jednak powoduje… spadek temperatury w stratosferze i wyższych warstwach atmosfery. Dlaczego?

Przy wyższej koncentracji CO₂ więcej promieniowania o długościach fal odpowiadających pasmom absorpcyjnym CO₂ będzie pochłaniane przy powierzchni Ziemi. Pochłonąwszy tę energię, wzbudzone cząsteczki CO₂ będą przekazywać tę energię poprzez zderzenia innym cząsteczkom, w tym azotu i tlenu, podnosząc tym samym temperaturę przypowierzchniowych warstw atmosfery. Skoro więcej promieniowania o tych długościach fal zostanie pochłonięte przy powierzchni, mniej przedostanie się wyżej, dostarczając w ten sposób mniej energii na większe wysokości – co będzie powodować ich ochładzanie się.

Dodatkowo, część energii pochłoniętej przez gazy przy powierzchni Ziemi będzie wypromieniowywana w postaci fal niepodlegających absorpcji przez gazy cieplarniane (np. mających długości z zakresu okna atmosferycznego). Ta zamiana spowoduje, że część energii, która przeniknie do wyższych warstw atmosfery, nie będzie mogła zostać przez nie pochłonięta i przysłużyć się ich ociepleniu.

Dla zwizualizowania zachodzących zmian skorzystajmy z analogii ocieplanego budynku, do którego dostarczamy stały strumień ciepła (tak jak we wspomnianym już tekście Globalne ocieplenie: wersja dla niewtajemniczonych). Jak zmieni się temperatura pod tynkiem zewnętrznym (naszym odpowiednikiem górnych warstw atmosfery), gdy między murem a tynkiem pojawi się gruba warstwa izolacji? Spadnie – prawie do temperatury panującej na zewnątrz. Nawet gdy temperatura w budynku w końcu wzrośnie, a przepływający przez ściany strumień energii wróci do pierwotnej wielkości, temperatura pod tynkiem będzie niższa niż przed założeniem izolacji. Zwiększając koncentrację gazów cieplarnianych, powinniśmy więc obserwować wzrost temperatury w niskiej troposferze oraz spadek w stratosferze i wyższych warstwach atmosfery.

Możemy na to zjawisko spojrzeć w jeszcze inny sposób. W stanie równowagi strumienie energii słonecznej pochłanianej przez planetę i wypromieniowanej w kosmos są równe. Jeśli zwiększymy zawartość CO₂ w atmosferze i poczekamy na ustabilizowanie się sytuacji, jak zmienią się temperatury na różnych wysokościach? Przy powierzchni temperatura oczywiście wzrośnie, a co się będzie działo na większej wysokości? Skoro strumień opuszczającej planetę energii na początku i końcu ma być taki sam (równy strumieniowi energii pochłanianej), a na końcu dolne (cieplejsze teraz) warstwy atmosfery wypromieniowują więcej energii, to górne warstwy muszą wypromieniowywać mniej – czyli muszą być chłodniejsze.

Jest jeszcze jeden mechanizm, za pomocą którego wzrost stężenia dwutlenku węgla wpływa na chłodzenie wysokich warstw atmosfery. W troposferze cząsteczki zderzają się bardzo często, więc wzbudzona w wyniku pochłonięcia promieniowania cząsteczka nie zdąży wypromieniować pochłoniętej energii, lecz pozbędzie się jej podczas zderzenia, zamieniając na energię kinetyczną ruchu (co podniesie temperaturę gazu). W górnych warstwach atmosfery – mezosferze i znajdującej się nad nią termosferze – powietrze jest już tak rozrzedzone, że cząsteczki zderzają się bardzo rzadko. Gdy więc w wyniku zderzenia cząsteczka znajdzie się w stanie wzbudzonym, ma bardzo niewielkie szanse na szybkie oddanie energii innej cząsteczce. W takich warunkach cząsteczki CO₂ pochłoniętą podczas zderzeń energię kinetyczną wypromieniowują we wszystkie strony (a połowa dostępnych kierunków wyprowadza foton w przestrzeń kosmiczną), w rezultacie chłodząc najwyższe warstwy atmosfery. Wzrost stężenia CO₂ w mezosferze i termosferze (dla gazu dobrze wymieszanego zachodzi on proporcjonalnie do zmian przy powierzchni Ziemi) prowadzi więc do wzmożonego ochładzania najwyższych warstw atmosfery, która w związku z tym „osiada”. W rezultacie gęstość powietrza na ustalonej wysokości w górnych warstwach atmosfery się zmniejsza.

Czytaj dalej – o znaczeniu chmur w bilansie energetycznym Ziemi.

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

The post Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych (4): Gazy cieplarniane a transport energii appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Czwartek, 23 sierpnia 2018 r. Od tygodnia utrzymuje się transatlantycki napływ dymu z pożarów, które szaleją w Ameryce Północnej, w zachodniej Kanadzie (rejon Kolumbii Brytyjskiej) oraz w północnej Kalifornii. Wyznaczone za pomocą modelu HYSPLIT trajektorie wsteczne napływu nad środkową Polskę na wysokości ok. 10 km nad powierzchnią Ziemi wskazują na transport powietrza z rejonów, gdzie występują pożary. Wyniki z modelu transportu zanieczyszczeń NAAPS pokazują wysoką emisje zanieczyszczeń z pożarów w Ameryce Północnej i ich transport przez Atlantyk w kierunku Europy.

Trudno jednoznacznie stwierdzić dokładne położenie pożarów, których skutki obserwujemy nad naszymi głowami – czy są to emisje z Kanady, czy z Kalifornii. Skalę pożarów oddają obrazy satelitarne oraz wyniki z pomiarów fotometrycznych.

Zmierzone grubości optyczne aerozolu momentami i miejscami nad znacznym obszarem Ameryki Północnej sięgają wartości 2-3, co oznacza, że warstwa dymu nie pozwala zobaczyć tarczy słonecznej. Zdjęcia z miejsc bezpośrednio po zawietrznej pożarów pokazują, że w ciągu dnia jest ciemno jak późnym wieczorem czy w nocy, co sugeruje, że lokalne, blisko źródeł, grubość optyczna może sięgać wartości 100!

Pod względem czasu trwania i intensywności transportu do Europy zjawisko to jest wyjątkowe i być może rekordowe co najmniej w skali ostatnich 10-20 lat. 23 sierpnia bezchmurna lub niemal bezchmurna pogoda nad Polską sprzyjała obserwacjom dymu. Nieboskłon przybierał jasną barwę świadczącą o intensywnym rozpraszaniu światła widzialnego na drobinach pyłu. Grubości optyczne aerozolu były wysokie i na zachodzie Polski (stacja Rzecin) przekraczały 0,5 w długości fali 500 nm (dane na stronie Instytutu Geofizyki Wydziału Fizyki UW). W takich przypadku strumień promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi jest w godzinach południowych  zredukowany nawet o ok. 100 W/m², czyli o około 15%.

Dym z pożarów w Ameryce nie ma bezpośrednio negatywnego wpływu na nasze zdrowie, gdyż cząstki zanieczyszczeń przemieszczają się zbyt wysoko, aby pogorszyć, jakość powietrza przy powierzchni Ziemi. Aktualne dane z monitoringu jakości powietrza  nie wykazują wysokich wartości. Dane z lidarów (Rzecin i Warszawa) wskazują, że warstwa aerozolu sięga nawet 9-10 km. W Warszawie obserwujemy typową dla pory roku i warunków lokalnych warstwę aerozolu rozciągającą się od powierzchni ziemi do wysokości 4 km. Wyżej wstępują cienkie warstwy aerozolu prawdopodobnie pochodzenia pożarowego, zaś od 7-9km nad ranem widoczna była gruba warstwa dymu.

Tak wysoko wyniesiona, położona blisko tropopauzy warstwa aerozolu pochodzącego z pożarów jest rzadkością. Obecność dymu w atmosferze przyczynia się do znacznej redukcji promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi, co bezpośrednio przekłada się na wartość temperatury powietrza w najniższych warstwach. Z drugiej strony cząstki sadzy obecne w warstwie, gdzie zachodzi transport aerozolu, pochłaniają promieniowanie słoneczne, co ogrzewa powietrze w środkowej i górnej troposferze. Może to wpływać na lokalne warunki termodynamiczne i prowadzić na przykład do intensyfikacji turbulencji.

Dr hab. Krzysztof Markowicz

The post Dymy z amerykańskich pożarów nad Polską appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Mt. Agung wybuchł po raz ostatni w 1963 roku, zabijając ponad 1000 osób. Jak to zwykle bywa podczas tak potężnych erupcji, wybuch wyrzucił do stratosfery (na wysokość co najmniej 16-18 km) znaczne ilości dwutlenku siarki. Ten, reagując z wodą, tworzy aerozol kwasu siarkowego, który skutecznie odbija światło słoneczne, a rozprzestrzeniając się wokół globu powoduje ochłodzenie klimatu Ziemi. To właśnie erupcje wulkaniczne, obok zmian prądów oceanicznych (takich jak np. oscylacja El
Niño-La Niña) są głównym czynnikiem zmienności klimatu w skali wieloletniej.

Ochłodzenie globalnego klimatu związane z erupcją Mt. Agung w 1963 roku wyniosło około 0,2-0,3°C. Po takich erupcjach aerozol kwasu siarkowego jest stopniowo, w ciągu kilku lat, usuwany z atmosfery, a jego efekt chłodzący stopniowo zanika. Skala ochłodzenia oraz okres powrotu klimatu do stanu wyjściowego zależą od skali i przebiegu erupcji, w szczególności ilości wyemitowanego podczas niej dwutlenku siarki, oraz wysokości, na którą zostaje on wyrzucony.

W drugiej połowie XX wieku miały miejsce jedynie dwie inne erupcje o porównywalnej skali: El Chichón w 1982 roku i Mt. Pinatubo w 1991 roku. Podobnie jak erupcja Mt. Agung w 1963 roku, odcisnęły one swój ślad na klimacie, przede wszystkim temperaturze, powodując jej przejściowy spadek, ale także na zawartości ciepła w oceanach, zmianach poziomu morza, cyklu węglowym, opadach i przepływach wody.

Historyczne dane pomagają spojrzeć w przyszłość

Naukowcy uważnie analizowali zebrane podczas tych rzadkich zdarzeń dane. Wielkie erupcje wulkaniczne stanowią jeden z podstawowych testów jakości działania modeli klimatu i ich zdolności do odtwarzania odpowiedzi systemu klimatycznego na zmiany bilansu energetycznego, w tym przypadku – zmniejszenia strumienia energii słonecznej w wyniku działania aerozoli siarczanowych. Ostatnia wielka erupcja miała miejsce 26 lat temu, kiedy systemy pomiarowe nie były tak zaawansowane jak obecnie dostępne, np. satelity NASA A-Train, czy mierzące warunki w oceanach na różnych głębokościach boje nurkujące sieci ARGO. Pomiary uzyskane z użyciem nowoczesnych urządzeń mogłyby dostarczyć nadzwyczaj cennych danych, pozwalających nam lepiej zrozumieć wpływ wybuchów wulkanów na klimat Ziemi, a w oparciu o te informacje lepiej zrozumieć jego działanie i udoskonalić modele klimatu.

Zbiegiem okoliczności, trzy wielkie erupcje, do których doszło po 1950 roku, przypadły na ciepłą fazę oscylacji ENSO, czyli okres występowania zjawiska El Niño. Gdy ma ono miejsce powierzchnia tropikalnego Pacyfiku jest szczególnie ciepła, co powoduje wzrost średniej temperatury powierzchni Ziemi o około 0,1-0,2°C.

Jakich zmian globalnej temperatury moglibyśmy więc oczekiwać, gdyby w najbliższych miesiącach nastąpił duży wybuch wulkanu? Choć metody prognozowania erupcji wulkanicznych w ostatnich dekadach poczyniły znaczne postępy, wciąż nie potrafimy dokładnie przewidzieć kiedy dokładnie nastąpi wybuch, jaka będzie jego siła, ani jak długo będzie trwał. Ponieważ są to kluczowe czynniki decydujące o wpływie erupcji na klimat, nie jesteśmy w stanie prognozować wpływu erupcji na klimat naszej planety. Możemy jednak przygotować możliwe scenariusze.

Erupcja wulkanu podczas La Niña

Centrum Prognozowania Klimatu NOAA w swojej najnowszej prognozie z 2 października szacuje prawdopodobieństwo rozwinięcia się w zimie zjawiska La Niña na 55-60%. La Niña jest przeciwieństwem El Niño i powoduje spadek globalnej temperatury względem warunków neutralnych.

Jednym z rozważanych scenariuszy może więc być wybuch wulkanu, do którego doszłoby w czasie panującego na Pacyfiku zjawiska La Niña. Korzystając z modeli klimatu można oszacować, jak bardzo spowodowane erupcją wulkaniczną ochłodzenie, nakładające się na również działające chłodząco zjawisko La Niña, będą w stanie obniżyć średnią temperaturę powierzchni Ziemi.

Przyjrzyjmy się wynikom symulacji, w których najpierw obliczono wpływ na klimat trzech wielkich erupcji wulkanicznych: Mt. Agung w 1963 roku, El Chichón w 1982 roku oraz Mt. Pinatubo w 1991 roku, a następnie przedstawiono go w podziale na sytuacje występowania zjawisk El Niño (czerwona linia na rys. 2) i La Niña (niebieska linia na rys. 2).

Tak jak można się spodziewać, wielka erupcja wulkaniczna pokrywająca się czasowo ze zjawiskiem La Niña, poskutkowałaby znacząco większym obserwowanym spadkiem temperatury powierzchni Ziemi (średnie ochłodzenie ok. 0,3°C), niż gdyby doszło do niej w warunkach neutralnych ENSO (średnie ochłodzenie ok. 0,2°C). Z kolei kiedy erupcja taka przypada na okres występowania zjawiska El Niño, oba te czynniki w większości kompensują swoje działanie (średnie ochłodzenie to ok. 0,1°C). Niezależnie od tego, na jaką fazę ENSO przypadłaby erupcja, po około 3-5 latach, gdy aerozole siarkowe zostają usunięte z atmosfery, średnia temperatura powierzchni Ziemi powraca do poziomu wyjściowego.

Nie jesteśmy w stanie przewidzieć wybuchów wulkanów, więc prognozy zmiany klimatu ich na ogół nie uwzględniają. Ponieważ jednak wybuchy wulkaniczne cały czas zachodzą (choć są to zwykle słabsze erupcje), nowsze projekcje klimatu zawierają hipotetyczne przyszłe erupcje (analogicznie do hipotetycznych emisji gazów cieplarnianych związanych z działalnością człowieka). Dzięki temu możemy na przykład powiedzieć, że gdyby do wielkiej erupcji (zbliżonej skalą do Mt. Agung z 1963 roku) doszło w tym lub przyszłym roku, to – jeśli na Pacyfiku utworzy się zjawisko La Niña – powinniśmy spodziewać się w latach 2018-2019 spadku globalnej temperatury o ok. 0,3°C.

Idziemy o zakład, że w takiej sytuacji w mediach popularnych i na blogach pojawią się artykuły twierdzące, że „globalne ocieplenie skończyło się w 2017 roku”, „mityczny efekt cieplarniany został obalony” itp.

Marcin Popkiewicz na podst. Global climate impacts of a potential volcanic eruption of Mt. Agung, konsultacja merytoryczna prof. Szymon Malinowski

Aktualizacja: w związku z rozwojem erupcji wulkanu Agung, wzbogaciliśmy nasz artykuł o nowe ilustracje.

The post Jak wpłynęłaby na klimat duża erupcja wulkaniczna? appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Nawet najdłuższa podróż zaczyna się od pierwszego kroku. W przypadku saharyjskiego pyłu tym krokiem jest najczęściej burza piaskowa, w trakcie której wiatr porywa drobiny piasku z powierzchni Ziemi. Nieodłącznym elementem burzy są silne prądy wstępujące, czyli unoszenie się rozgrzanego od powierzchni Ziemi powietrza. Powietrze może wznosić się aż do szczytu troposfery, czyli zaczynającej się przy powierzchni Ziemi warstwy powietrza, w której temperatura spada z wysokością. Wyżej, w tropopauzie temperatura się stabilizuje a w stratosferze – rośnie. Utrudnia to ruchy pionowe, ponieważ jeśli nawet cząstka powietrza uniesie się nieco, to okazuje się cięższa od powietrza wokół i opada z powrotem na „swoje miejsce”. Dlatego, docierając do tropopauzy powietrze zatrzymuje się i zaczyna rozpływać na boki. Właśnie temu zjawisku widoczne na zdjęciu poniżej rozbudowane chmury w kształcie grzybów zawdzięczają swoje „kapelusze”. Prądy wstępujące wynoszą pył na duże wysokości – nawet 6 km.

Co dzieje się dalej? To zależy od sytuacji synoptycznej. Dominujące nad Saharą wiatry wschodnie, wynoszą masy ciepłego, zapylonego powietrza nad Ocean Atlantycki, przez który mogą popłynąć dalej w stronę Karaibów. Na podstawie danych satelitarnych ocenia się, że co roku wyrusza w tę drogę ponad 180 milionów ton pyłu, z czego ok. 140 milionów ton ląduje w oceanie (Yu i in., 2015, NASA, 2015), a reszta płynie dalej aż nad Stany Zjednoczone (Prospero i in., 2010) i Amerykę Południową (Yu i in., 2015). Jak jednak pokazują obserwacje (Kallos i in., 2007), praktycznie nie ma również dnia, w którym pył pustynny nie przemieszczałby się nad jakąś częścią basenu Morza Śródziemnego. W morzu tym rocznie ląduje ok. 100 milionów ton pyłu, podczas gdy kolejne 100 milionów ton wywiewane jest dalej na północ, nad Europę (Guerzoni et al., 1999, Kallos i in., 2006). Napływy pyłu nad nasz kontynent najbardziej prawdopodobne są zimą i wiosną. Regularnie obserwujemy je także w Polsce – przykład takich obserwacji poniżej.

Co nam z tego piasku

Dlaczego o wędrówkach pustynnego pyłu piszemy w Nauce o klimacie? Oczywiście dlatego, że taka specyficzna atmosferyczna domieszka ma wpływ na bilans energetyczny Ziemi (Andreae, 1996). Cząsteczki pyłu z jednej strony absorbują promieniowanie słoneczne (zwłaszcza fale krótkie, długości poniżej 400 nm) a z drugiej – rozpraszają je z powrotem w kosmos. Oddziałują także z promieniowaniem ziemskim.

Ten bezpośredni wpływ obecności pyłu na strumienie promieniowania to jednak nie wszystko. Może on wpływać także na własności i czas życia chmur. Okruchy mogą pełnić rolę jąder kondensacji. Nazywamy tak cząstki, na których może skraplać się para wodna z powietrza. Są one niezbędne do powstawania chmur, bo tworzenie się kropelek w wyniku łączenia samych tylko molekuł wody wymagałoby dużo większych koncentracji pary wodnej niż te występujące w naturze.

W zależności od koncentracji jąder kondensacji obecnych w powietrzu, na chmurę może się składać dużo małych lub mało dużych kropelek. Pierwsza opcja oznacza, że krople mają w sumie większe pole powierzchni (nie wierzycie? A wolicie obrać osiem malutkich ziemniaczków czy jednego dużego ziemniaka o tej samej wadze?) a co za tym idzie – skuteczniej rozpraszają promieniowanie słoneczne.

Co więcej, zaobserwowano, że zwłaszcza w rejonach, gdzie aerozol pustynny miesza się z aerozolem siarkowym i solą morską, niektóre jądra kondensacji okazują się być bardzo duże w porównaniu z innymi (mają średnice rzędu 2 zamiast 0,2 mikronów). Obecność takich „gigantycznych” jąder oznacza również możliwość powstawania dużych (w porównaniu z pozostałymi) kropel (Levin i in., 2005). Takie duże krople opadają pod wpływem grawitacji i wychwytują mniejsze koleżanki. Prowadzi to do powstawania deszczu, a deszcz to koniec życia chmury. Oczywiście im krócej żyje chmura, tym mniej promieniowania słonecznego w tym czasie rozprasza.

Pustynny pył a jakość powietrza

Bardziej przyziemnym powodem zainteresowania naukowców pyłem pustynnym jest jego wpływ na jakość powietrza. Napływy pyłu w niskich warstwach atmosfery są szczególnie dolegliwe dla mieszkańców Półwyspu Iberyjskiego czy Grecji. Przykładowo obserwacje prowadzone w Atenach w latach 2001-2004 pokazały, że aerozol pustynny przez 140-220 dni w roku przyczyniał się do przekraczania europejskiej normy koncentracji pyłu zawieszonego w przynajmniej 1 z 17 stacji pomiarowych (Kallos i in., 2007).

Jako ciekawostkę dodamy, że wypadanie pyłu pustynnego z atmosfery dostarcza ekosystemom Morza Śródziemnego, Atlantyku i nie tylko… składników odżywczych. Wraz z pyłem podróżują bowiem związki azotu, żelaza i fosforu, czyli składniki niezbędne w rozwoju roślin. Niektóre z letnich zakwitów glonów na Morzu Śródziemnym udało się powiązać właśnie z epizodami transportu saharyjskich pyłów. (Dulac i in. 1996; Markaki i in. 2003).

Jak zmienia się transport pustynnego pyłu?

Emisje i transport pyłów pustynnych z Afryki silnie zmieniają się z dnia na dzień, z miesiąca na miesiąc, z roku na rok i z dekady na dekadę. Wpływają i ulegają wpływom najrozmaitszych zjawisk regionalnych. Próby opisania zmienności tego zjawiska podjęli się ostatnio francuscy i amerykańscy naukowcy pod przewodnictwem Amato Evana. Tej wiosny opublikowali w Nature artykuł pod tytułem The Past, Present and Future of African Dust („Przeszłość, teraźniejszość i przyszłość afrykańskiego pyłu”).

Evan i jego współpracownicy zajęli się analizą zmienności prędkości wiatru (konkretnie wiatru na wysokości 10 m, gdzie na znaczeniu traci kształt, faktura i inne cechy podłoża). Prędkość wiatru w konkretnym miejscu i chwili zależy od wielu czynników, przykładowo pory dnia, pory roku, fazy tzw. Oscylacji Północnoatlatyckiej, fazy Oscylacji Południowej (El Niño) i innych, zmieniających się w różnym tempie. Na wykres zmian prędkości wiatru możemy więc patrzeć jak na sumę wielu wykresów. A skoro tak, to możemy go w ten sposób opisać – jako sumę rozmaitych składowych (pamiętacie ze szkoły rozkładanie wektora na składowe – np. poziomą i pionową? To podobne, tylko bardziej skomplikowane). W pracy Evana i kolegów wykazano, że zmienność emisji pyłu pustynnego z Afryki jest odbiciem jednej z takich składowych.

Naukowcy przeanalizowali prędkości wiatru nad Saharą w latach 1851 – 2011. Posłużyli się w tym celu tzw. reanalizą, czyli wynikami modelu numerycznego (o modelach czytaj w tekście Wirtualny klimat) uruchomionego dla historycznych danych obserwacyjnych. Użycie modelu pozwala w takim przypadku powiedzieć, co najprawdopodobniej działo się pomiędzy miejscami i terminami, w których prowadzono pomiary. Wnioski z analizy były następujące: najwyższe koncentracje pyłu w atmosferze występowały w latach 1910-1950 oraz 1970-1990, z kolei w latach sześćdziesiątych XIX w. i pięćdziesiątych XX w. oraz na początku wieku XXI w. koncentracje pyłu były anomalnie małe.

Projekcje prędkości wiatru wskazują według autorów, że w miarę wzrostu koncentracji gazów cieplarnianych w XXI wieku, prędkości wiatru w rejonie Sahary będą spadać, a przez to spadać będą również koncentracje pyłu saharyjskiego w atmosferze. Jak piszą, może to być korzystne dla zdrowia mieszkańców Afryki Zachodniej i innych rejonów, w których pył jest istotnym czynnikiem pogarszającym jakość powietrza (Griffin i Kellog, 2004). Z drugiej strony może to sprzyjać silniejszemu nagrzewaniu się Północnego Atlantyku, co uczyniłoby ten akwen bardziej podatnym na rozwój huraganów (Dunion i Velden, 2004).

Gdzie śledzić, jak pustynny pył wędruje w atmosferze?

Tymczasem, póki transport pyłów znad Sahary jeszcze nie ustał, możecie śledzić jego napływy nad Europę za pośrednictwem internetu. Na stronie NRL/Monterey Aerosol Page (a konkretniej tu) znajdziecie prognozy rozprzestrzeniania się aerozolu nad Europą. Oprócz pyłu pustynnego, model NAAPS (Navy Aerosol Analysis and Prediction System) prognozuje także transport aerozolu siarkowego oraz dymów (patrz rysunek poniżej).

Wiedząc, że pył jest wywiewany znad Sahary, możecie wypatrywać go na zdjęciach satelitarnych, np. z użyciem prostego narzędzia Worldview. Domyślnie zobaczycie w nim „zwykłe” kolorowe zdjęcie Ziemi – jak widzicie na przykładach powyżej, już na takim obrazie można wypatrzeć pył pustynny nad oceanem. Jeśli macie wątpliwości, możecie nałożyć na mapę dodatkową warstwę (+ Add Layers) Dust Score, która wskazuje piksele, w których algorytmy satelity stwierdziły obecność pyłu oraz jego ilość w jednostkach umownych. Ze stron NASA możecie też pobrać dane liczbowe.

Jeśli interesuje Was bardziej trójwymiarowy obraz, zajrzyjcie na stronę projektu CALIPSO, w ramach którego po orbicie okołoziemskiej krąży satelita wyposażony w lidar. Możecie przeglądać tu w prosty sposób najnowsze i archiwalne sygnały lidarowe, które pokazują na jakich wysokościach w atmosferze znajdują się warstwy aerozolu. Oczywiście niespecjaliście nie jest łatwo samodzielnie wysnuć wnioski na podstawie gołych danych (np. odróżnić chmurę od aerozolu), ale często dostępne są również podpowiedzi.

Obserwacje prowadzone są również z poziomu Ziemi. Na stronie NRL znajdziecie mapkę umożliwiającą łatwy dostęp do pomiarów z sieci AERONET, w tym ze stacji Polskiej Akademii Nauk w Belsku. Dane z AERONETu w bardziej profesjonalnym wydaniu znajdziecie na stronie tej sieci. Podglądać można także dane z lidarów naziemnych pracujących w sieci EARLINET, ale tu niestety nie znajdziecie podpowiedzi, które warstwy aerozolu zawierają pył mineralny. Osobom zainteresowanym polecamy w związku z tym profil facebookowy Stacji badawczej SolarAOT, na którym co jakiś czas znajdziecie informacje o pomiarach pyłu pustynnego nad Polską wraz z interpretacją.

Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon Malinowski

The post Wędrówki pustynnego pyłu appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Podobno większości ludzi hasło „aerozol” kojarzy się przede wszystkim z dezodorantem. Dla fizyków atmosfery i innych specjalistów zajmujących się klimatem i środowiskiem termin ten ma jednak inne znaczenie. Nazywamy tak zawieszone w powietrzu stałe lub płynne cząstki składające się z czegoś innego niż woda. Należą do nich „pyły zawieszone” (PM2.5, PM10), o których tak dużo mówi się zimą, kiedy powietrze silnie zanieczyszczają produkty spalania węgla i drewna. Poza paleniskami, źródłami aerozolu mogą być też pożary, roślinność (pyłki), wulkany (popiół i kropelki kwasu siarkowego powstającego, gdy dwutlenek siarki łączy się z wodą), ocean (kryształki soli morskiej) i in.

Zwykle przyjmuje się, że aerozol tworzą cząstki o średnicach poniżej 1 μm, ale nie jest to ścisła granica. Niektórzy twierdzą, że za bardzo dużą cząstkę aerozolu można uznać… balon wypełniony helem (serio!). Nie licząc balonów, cząstki aerozolu utrzymują się w atmosferze dzięki swoim małym rozmiarom. Ich masy są na tyle niewielkie, że prądy powietrza oraz siła tarcia potrafią w ich przypadku skutecznie przeciwdziałać grawitacji – przynajmniej przez jakiś czas. Po kilku dniach lub tygodniach grawitacja jednak wygrywa (czasem wspomagana przez „myjący” atmosferę deszcz) i aerozol z powietrza wypada.

Aerozol jest bardzo interesujący dla badaczy klimatu. Chociaż jest usuwany z atmosfery wielokrotnie szybciej niż gazy cieplarniane, potrafi zawędrować na duże odległości, po drodze pochłaniając i rozpraszając promieniowanie słoneczne oraz modyfikując własności chmur. Jak łatwo zorientuje się każdy, kto czytał nasz tekst o efekcie cieplarnianym (Efekt cieplarniany – jak to działa), oznacza to, że wpływa na bilans energetyczny Ziemi, a więc i klimat.

Jak to się robi?

Jak obserwować cząstki zawieszone w atmosferze na różnych wysokościach? Oczywiście, można z pomocą samolotów, balonów czy dronów pobierać próbki powietrza i sprawdzać, co w nim znajdziemy. Jest to jednak kosztowne, a w trakcie badania aerozol podlega modyfikacji – np. osuszeniu. Aby poradzić sobie z tymi problemami – badać aerozol na odległość szybko, tanio i bez zbytniej ingerencji w jego zachowanie – naukowcy wykorzystują lidary.

Lidar to urządzenie działające na zasadzie podobnej jak znany wszystkim radar, ale posługujące się falami podczerwonymi, widzialnymi i ultrafioletowymi. Instrument wysyła w atmosferę, najczęściej pionowo do góry, promieniowanie laserowe o ustalonej długości („kolorze”), a następnie rejestruje część promieniowania, które powraca do niego po rozproszeniu na zawieszonych w atmosferze cząsteczkach aerozoli i molekułach gazu. Czas, po jakim impuls laserowy powraca, pozwala obliczyć, na jakiej wysokości znajdowała się cząstka, od której się odbił. Moc sygnału powracającego mówi w uproszczeniu o strukturze warstw aerozolu w atmosferze.

Nowoczesną wersję takiego urządzenia znajdziemy między innymi w Laboratorium Transferu Radiacyjnego (LTR) w Instytucie Geofizyki Wydziału Fizyki Uniwersytetu Warszawskiego na ulicy Pasteura w Warszawie. Ten wyjątkowy system (zwany w literaturze PollyNeXT) powstał jako unowocześniona wersja lidaru PollyXT. Został skonstruowany pod kierunkiem dr Iwony Stachlewskiej, przy ścisłej współpracy z Instytutem Badań Troposfery im. Leibnitza (więcej informacji na temat budowy różnych lidarów typu Polly nożna znaleźć w pracy Engelmann i in., 2016).

Chociaż jest wyposażony w zaledwie jedną głowicę laserową, produkującą fale podczerwone o długości 1064 nm, dzięki specjalnym elementom optycznym w atmosferę wysyła również dwa razy krótsze fale długości 532 nm (widzialne, zielone) i trzy razy krótsze długości 355 nm (ultrafiolet).

Jeszcze ciekawiej jest z odbiorem sygnałów zwrotnych: rejestruje się aż osiem ich rodzajów. W pierwszym rzędzie, oczywiście, sprawdza się, ile powraca promieniowania o długościach 1062, 532 i 355 nm, czyli fal, które zwyczajnie rozproszyły się na cząstkach aerozolu zawieszonych w atmosferze. Dzięki temu dowiadujemy się w przybliżeniu, jak dużo jest ich w powietrzu na różnych wysokościach.

Po co aż trzy długości fali? Przeszkody najskuteczniej rozpraszają promieniowanie o długości porównywalnej ze swoim rozmiarem. Jeśli więc z jakiejś wysokości powraca silny sygnał ultrafioletowy a słaby podczerwony, wiemy, że mamy do czynienia z cząsteczkami drobniejszymi niż w odwrotnym przypadku.

Dla fal 532 i 355 nm lidar rejestruje dodatkowo natężenie fal o polaryzacji prostopadłej do polaryzacji wyjściowej. Cząstki obłe, kanciaste, np. ziarenka pyłu mineralnego, silnie depolaryzują promieniowanie, podczas gdy cząstki kuliste pozostawiają polaryzację bez zmian. Wiedząc, że na jakiejś wysokości fala jest rozpraszana ze zmianą polaryzacji możemy określić w przybliżeniu, czy mamy do czynienia z aerozolem sferycznym czy nie.

Uważny czytelnik naliczył już pięć kanałów, w których rejestruje się sygnały zwrotne. A po co są jeszcze trzy? Rozpraszanie fali bez zmiany jej długości to nie jedyne zjawisko zachodzące w atmosferze. W grę wchodzi także tak zwane rozpraszanie Ramana. W tym procesie molekuła jednocześnie absorbuje kwant promieniowania i zmienia swój stan wewnętrzny (np. rodzaj wykonywanych stale drgań lub obrotów). Dzięki temu rozpraszane przez nią fale mogą mieć większą lub mniejszą energię (a więc i długość) niż ta, która pobudziła cząsteczkę do zmiany. Konkretne związki chemiczne są w stanie w ten sposób pochłonąć i wyemitować ściśle określone długości fali. Przykładowo pobudzane światłem o długości 355 i 532 nm molekuły azotu, emitują m.in. fale o długości 387 nm i 607 nm, a cząsteczki pary wodnej pobudzone światłem 355 nm emitują m.in. falę o długości 407 nm. I właśnie fale o tych trzech długościach są rejestrowane w pozostałych trzech kanałach lidaru, dostarczając informacji o zawartości azotu i pary wodnej w atmosferze. Z punktu widzenia badań aerozolu są to wielkości pomocnicze. Pozwalają na ustalenie aktualnie panujących w atmosferze warunków i uwzględnienie tego, jak oddziaływanie z molekułami powietrza redukuje moc wiązki lidarowej (promieniowanie może być pochłaniane lub rozpraszane, co łącznie nazywamy ekstynkcją). Wyposażenie lidaru w aż trzy takie kanały znacząco poprawia dokładność uzyskiwanych wyników.

Jak mówi dr Stachlewska, Koordynator Grupy Lidarowej IGF WF UW,

Mamy optimum tego, co można mieć – pełen zakres kanałów aerozolowych (trzy długości fali) pozwalający na profilowanie pionowe współczynnika rozpraszania wstecznego atmosfery, dwie depolaryzacje pozwalające zidentyfikować warstwy niesferycznych cząsteczek, dwa azotowe kanały ramanowskie, dzięki którym możemy określić współczynnik ekstynkcji atmosfery i policzyć jej grubość optyczną i do kompletu kanał pary wodnej z którego otrzymujemy profile stosunku zmieszania wilgotnego i suchego powietrza i wilgotność względną.

Rozproszenie ramanowskie ciężko jest zmierzyć w ciągu dnia. W związku z tym zestaw jest zoptymalizowany do pomiarów nocnych. Pary wodnej w ogóle nie mierzymy w dzień, ponieważ szum związany z promieniowaniem słonecznym byłby zbyt duży. Natomiast dwa sygnały ramanowskie od azotu mierzymy całodobowo. Jesteśmy jedną z nielicznych grup lidarowych, która umie zmierzyć i przetworzyć te dzienne sygnały i uzyskać na ich podstawie profile współczynnika ekstynkcji. To zasługa wielu lat pracy nad doborem odpowiednich parametrów i metod uśredniania.

Sygnały lidarowe są mierzone do wysokości nawet 40 km. Konfiguracja układu optycznego pozwalająca na rejestrowanie sygnałów z tak dużych wysokości utrudnia jednocześnie obserwowanie najniższych partii atmosfery. Zazwyczaj sygnały pochodzące z rejonu poniżej 1 km mnoży się przez odpowiednie poprawki. Jest to jednak dodatkowe źródło niepewności przy opracowywaniu wyników. Dlatego w warszawskim lidarze zamontowano dodatkowo… drugi lidar, NARLa (Near-range Aerosol Raman lidar), zwany pieszczotliwie baby („maluszkiem”), odpowiedzialny właśnie za pomiary w bliskim polu (w pobliżu urządzenia). Jego dodatkową cechą jest przenośność – można wymontować go z kontenera, zapakować do walizki i zabrać na pomiary w innej lokalizacji. „Maluszek” ma zresztą za sobą takie wycieczki – jedną w 2015 r. za koło podbiegunowe (Ritter i in., 2016), a drugą w 2016 r. do Grecji, gdzie pomagał w badaniu silnie zanieczyszczonego powietrza w Atenach.

Jeśli chodzi o lidary, które mają służyć do zbierania quasi-ciągłych kompleksowych danych atmosferycznych, którymi jesteśmy zainteresowani, to jest to jeden z najlepszych systemów lidarowych na świecie,

mówi dr Stachlewska.

Ale po co nam ten sprzęt?

Jak wskazują badania, aerozole mają na ogół chłodzący wpływ na klimat – odbijają część docierającego do atmosfery promieniowania słonecznego, wydłużają czas życia chmur i powodują, że również one skuteczniej odbijają światło. Są jednak wyjątki – aerozole takie jak sadza i inne produkty spalania biomasy (czyli po prostu dym) pochłaniają promieniowanie słoneczne, ogrzewając tym samym atmosferę. Z tego powodu nie jest nam bynajmniej wszystko jedno, jakiego rodzaju aerozol znajduje się nad naszymi głowami, lub jakim oddychamy.

Rysunek poniżej przestawia przykład sygnałów lidarowych (dla długości fali 1064 nm, czyli podczerwonej) zebranych w dniu 10 lipca 2013 w Warszawie. Oś pionowa to wysokość a pozioma – czas. Kolorami oznaczono moc sygnałów (w jednostkach umownych) docierających do instrumentu w poszczególnych chwilach z poszczególnych wysokości. Dzięki informacjom z różnych kanałów zidentyfikowano rodzaje aerozolu (oraz odbicie promieniowania od występujących wysoko w atmosferze chmur cirrus). Duże koncentracje zanieczyszczeń znajdowały się przy powierzchni Ziemi, w tak zwanej warstwie granicznej atmosfery – to sytuacja typowa, zwłaszcza w krajobrazie miejskim. Ponad warstwą graniczną można było jednak zaobserwować także warstwy aerozolu napływowego. Analiza własności tych warstw oraz kierunków napływu powietrza wskazują, że były to z jednej strony pył pustynny, który dotarł nad Warszawę z Sahary a z drugiej – dymy z pożaru lasu w Kanadzie.

Powyższe pomiary to tylko jeden z przykładów danych, jakie zebrano w ramach projektu Zintegrowane badania procesów klimatycznych z udziałem aerozoli absorbujących. Celem tego projektu jest przede wszystkim dokładne scharakteryzowanie aerozolu powstającego podczas pożarów i jego wpływu na klimat. Wiadomo, że może on zawierać cząsteczki sadzy, jednak otwartą kwestią jest, jak duży jest ich udział i jaka jest struktura przestrzenna napływów tego rodzaju zanieczyszczeń. Jak wyjaśnia dr Stachlewska:

Mając kompleksową informację na temat depolaryzacji mierzonej dla mniejszych i większych cząsteczek, ich sferyczności bądź jej braku, ich uwodnienia, zdolności rozpraszających i osłabiających promieniowanie, względnej wielkości szacowanej ze stosunku pomiędzy sygnałami mierzonymi dla różnej długości fali i wielu innych parametrów którymi dysponujemy, można policzyć, stosując nietrywialne metody odwrotne, jaka jest mikrofizyka charakterystyczna dla cząsteczek wchodzących w skład w różnych warstw atmosfery.

Takie pomiary wykonuje się także, pobierając in-situ próbki powietrza z użyciem samolotów, co jest niezmiernie kosztowne – w IGF UW to możemy robić regularnie i zdalnie używając lidaru PollyNeXT.

To jest bardzo ważne, bo znając mikrofizykę cząsteczek w warstwach, ich rozkład wielkości, promień efektywny, zespolony współczynnik refrakcji, można określać typ aerozolu, jego zdolność do absorbcji światła i wykorzystywać te informację w bilansie energetycznym promieniowania Ziemia-Słońce i wpływu aerozoli na klimat.

Lidary w sieci

Jeśli zainteresowały Was wykonywane z użyciem lidaru LTR pomiary, możecie śledzić je na stronie międzynarodowej sieci pomiarowej EARLINET (LTR należy do niej od marca 2015 roku). Oprócz danych z Warszawy, znajdziecie tu także sygnały z innych europejskich stacji pomiarowych. Pomiary prowadzone są systematycznie, dwa razy w tygodniu, i wszystkie obserwatoria muszą wypełniać ściśle określone standardy jakości (np. regularnie wykonywać ustalone testy urządzeń, oprogramowania do analizy danych i jakości obliczonych profili atmosferycznych). Dlatego pełne dane liczbowe udostępniane są publicznie dopiero w rok po ich zebraniu – ten czas jest przeznaczony na wielokrotną kontrolę wyników z użyciem odpowiednich algorytmów.

Obok Obserwatorium w Belsku Instytutu Geofizyki Polskiej Akademii Nauk, LTR jest również zaangażowane w projekty ACTRiS, których celem jest rozwój zaawansowanej sieci pomiarowo-badawczej, dostarczającej regularnych i skoordynowanych pomiarów własności aerozolu, chmur i gazów śladowych w atmosferze. ACTRiS obejmuje także centra kalibracji, czyli ośrodki, w których instrumenty pomiarowe są regularnie testowane i w razie potrzeby korygowane, tak żeby była pewność, że cały czas mierzą tak samo. Jest też centrum danych zajmujące się zbieraniem i udostępnianiem danych pomiarowych we wspólnym formacie oraz dostarcza narzędzi do ich analizy. Infrastruktura ACTRiS obejmuje Europę Zachodnią, Północną i Południową a w roku 2016 projekt został wprowadzony na „mapę drogową” europejskiej infrastruktury badawczej (ESFRI Road Map).

Naukowcy polscy liczą na wprowadzenie inicjatywy ACTRiS również na polską mapę drogową Ministerstwa Nauki i Szkolnictwa Wyższego. Dałoby to szanse na stworzenie krajowej, rozproszonej infrastruktury wyposażonej w nowoczesne systemy do badania pionowych profili własności optycznych aerozoli (lidary i fotometry słoneczne) i własności chmur (radary meteorologiczne i ceilometry). Dodatkowo możliwy byłby rozwój pomiarów gazów śladowych (tak, tak, należą do nich m.in. dwutlenek węgla czy metan!) i własności aerozoli z użyciem urządzeń pobierających próbki powietrza. Byłoby to cenne uzupełnienie europejskiej infrastruktury badawczej, a nasi naukowcy mogliby dzięki temu częściej i aktywniej uczestniczyć w międzynarodowych projektach. Mieliby także dostęp do centrów kalibracji aparatury i rozwoju technologii oraz szkoleń dla młodych naukowców i pracowników technicznych.

Jak mówi koordynator projektu ACTRiS w Polsce, dr hab. Aleksander Pietruczuk z Instytutu Geofizyki PAN:

Liczymy na wsparcie Ministerstwa Nauki i Głównego Inspektora Ochrony Środowiska, chcielibyśmy aby infrastruktura ACTRiS stanowiła wsparcie polskich programów badawczych i konsolidowała środowisko naukowe wokół zaawansowanych obserwatoriów. Uważam, że wartością dodaną takich projektów jest dostęp do wysokiej jakości danych i centrów kalibracji, które to zapewniają. Poza tym nie do przecenienia jest możliwość szkolenia młodej kadry naukowej, w tym studentów w ośrodkach na światowym poziomie, które jak liczymy znajdą się również w Polsce.

Aleksandra Kardaś

Redakcja dziękuje za pomoc w przygotowaniu materiału dr Iwonie Stachlewskiej z Instytutu Geofizyki Wydziału Fizyki Uniwersytetu Warszawskiego

The post To się nazywa lidar! appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Wulkaniczne chłodzenie

Wiele osób postrzega wulkany przede wszystkim jako źródła dwutlenku węgla, a co za tym idzie – winowajców globalnego ocieplenia. Tymczasem, jak pisaliśmy już w tekstach Mit: Wulkany emitują więcej dwutlenku węgla niż człowiek oraz CO₂ z wulkanów – jak to się mierzy? rzeczywiste emisje CO₂ z wulkanów są tak małe, że nawet ich zmierzenie przysparza naukowcom sporo trudności (ale nie jest niemożliwe!). Tym, co dla odmiany wydobywa się z wulkanów w dużej ilości, są związki siarki, które łączą się w powietrzu z cząsteczkami wody, tworząc kropelki kwasu siarkowego. W rezultacie powstaje zawiesina, zwana mądrzej aerozolem siarkowym.

Aerozol siarkowy działa jak parasolka od Słońca – rozprasza promieniowanie słoneczne i odbija jego część wstecz w kosmos, co ogranicza dopływ energii do powierzchni Ziemi. Jak łatwo zgadnąć (zwłaszcza po lekturze tekstu Efekt cieplarniany – jak to działa), sprzyja to obniżeniu temperatury powierzchni naszej planety.

Cząsteczki aerozolu po kilku dniach lub tygodniach opadają lub są wymywane z troposfery. Duże erupcje wulkaniczne są w stanie „wstrzyknąć” aerozol siarkowy aż do stratosfery, czyli warstwy atmosfery leżącej powyżej troposfery. Proces usuwania ich stamtąd jest wolniejszy – drobne cząstki aerozolu mogą utrzymywać się tam nawet przez kilka lat.

Stratosfera ma odrębną nazwę nie tylko dlatego, że leży wyżej i wypadałoby wprowadzić jakiś podział, żeby było o czym uczyć na lekcjach geografii. Obie warstwy atmosfery wyraźnie różnią się, jeśli chodzi o możliwość rozwoju pionowych ruchów powietrza. Średnio rzecz biorąc, temperatura w troposferze maleje z wysokością, a w stratosferze – rośnie (za co odpowiada warstwa ozonu, intensywnie pochłaniająca energię nadfioletowego promieniowania słonecznego). Stratosfera działa jak atmosferyczna pokrywka tamująca konwekcyjne ruchy powietrza. Nawet jeśli jakiś bąbel powietrza zostanie tu wyniesiony do góry, to rozpręży się (wyżej panuje mniejsze ciśnienie) a jego temperatura spadnie poniżej temperatury otoczenia, co poskutkuje opadnięciem bąbla z powrotem w dół.

I odwrotnie – nawet jeśli jakiś mechanizm zepchnie bąbel powietrza nieco w dół, to wskutek sprężenia gaz się ogrzeje i stanie cieplejszy od otoczenia. W rezultacie siła wyporu wyniesie go znów na początkową wysokość. To zjawisko, zwane stabilnością statyczną atmosfery, znacząco utrudnia wymianę powietrza pomiędzy warstwami atmosfery: stratosferą i troposferą, a przez to wydłuża czas przebywania aerozolu w stratosferze.

W tym czasie dzięki przepływom w poziomie (które nie są tłumione tak jak zmiany wysokości) drobinki pyłu zdążą rozprzestrzenić się nad dużym obszarem i zauważalnie wpłynąć na bilans energetyczny Ziemi (patrz rysunek 2).

Co odczytano ze słojów drzew i rdzeni lodowych

W opublikowanej niedawno w Nature pracy Sigl i in. (2015), zaprezentowano nową analizę, w której połączono wnioski z badania zapisów historycznych, rdzeni lodowych oraz słojów drzew, by stwierdzić, jaki wpływ na średnie globalne temperatury powierzchni Ziemi miały erupcje wulkanów.

Rdzenie lodowe, wydobywane na Grenlandii i Antarktydzie, to podłużne lodowe cylindry, których kolejne warstwy odpowiadają kolejnym latom opadów śniegu. Jeśli w danym roku występowała podwyższona aktywność wulkaniczna, to w rdzeniu znajdzie się ciemna warstwa przyniesionych wiatrem popiołów i związków siarki (tych wyemitowanych niżej, które szybko wypadły) tak jak na zdjęciu poniżej.

Licząc warstwa po warstwie, można ustalić czas wystąpienia erupcji. Nie zawsze jest to proste, bo warstwy bywają w różny sposób zaburzone, pojawiają się więc rozbieżności we wnioskach. W ostatnich latach udoskonalono technikę analizy rdzeni lodowych i przedstawiono nowe datowania erupcji wulkanicznych podczas ostatnich 2-2,5 tysięcy lat (Plummer i in., 2012, Sigl i in., 2013). Autorzy pracy Sigl i in. (2015) zidentyfikowali i przeanalizowali 283 erupcje. Bazując na tym, czy warstwa siarczanów pojawiała się na Antarktydzie, na Grenlandii, czy na obu lądolodach jednocześnie, naukowcy przypisali mniej więcej połowę erupcji do wulkanów umiejscowionych w umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych, a 81 – do wulkanów tropikalnych.

Słoje drzew niosą z kolei informacje o przeciętnych warunkach pogodowych. Jak zapewne wiecie, każdy słój drzewa odpowiada kolejnemu rokowi. Licząc słoje, można ustalić wiek drzewa. Natomiast sprawdzenie szerokości rocznych przyrostów umożliwia określenie, czy warunki w konkretnym roku sprzyjały wzrostowi drzewa (zazwyczaj ciepłe lato) czy je utrudniały (najczęściej chłodne lato). Dla uniknięcia błędów, bada się
oczywiście słoje wielu drzew rosnących w różnych lokalizacjach oraz bierze się pod uwagę różnice w gatunkach i sprawdza inne parametry drewna (np. gęstość). Sigl i in. (2015) korzystali z próbek pochodzących z Niemiec, Alp, Syberii, Nowej Zelandii i wschodniego rejonu Ameryki Północnej.

Sigl i in. (2015) zaobserwowali, że 15 z 16 sezonów letnich o najmniejszych przyrostach drzew, a więc zapewne najchłodniejszych w okresie 500 p.n.e – 1000 n.e. miało miejsce po silnych erupcjach wulkanicznych. Silna aktywność wulkaniczna przynosiła także szczególnie chłodne lata w Europie. Ponadto wszystkie 16 najchłodniejszych dekad w ciągu ostatnich 2,5 tys. lat występowało po dużej erupcji lub erupcjach wulkanicznych. Naukowcy potwierdzili między innymi, że dziesięciolecie najmniejszych przyrostów rocznych rozpoczęło się w 536 n.e. wybuchem dużego wulkanu w wysokich szerokościach geograficznych, zaś po czterech latach sytuację pogorszyła kolejna znacząca erupcja. Piszemy o pogorszeniu, bo w tych chłodnych i niesprzyjających rolnictwu warunkach znacząco spadły w Europie plony, prowadząc do głodu i ułatwiając rozprzestrzenienie się epidemii dżumy. 19 największych erupcji w naszej erze powodowało, średnio rzecz biorąc, ochłodzenie o 0,6 ± 0,2°C przez pięć lat po zdarzeniu.

Wzmożona aktywność wulkaniczna już wcześniej wiązana była z ochłodzeniami klimatu (wykazano to bezsprzecznie po wybuchach El Chichon i Pinatubo w drugiej połowie XX wieku) i znaczącymi zdarzeniami w historii człowieka, ale praca Sigla i kolegów porządkuje wiedzę na ten temat i uzgadnia rozbieżności pomiędzy różnymi zbiorami danych. Pozwala także wreszcie jednoznacznie (dzięki bogatej statystyce) potwierdzić i
oszacować chłodzący wpływ erupcji wulkanicznych na klimat w okresie objętym badaniem.

Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon P. Malinowski

The post Wulkany odpowiedzialne za… wyjątkowo chłodne lata appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Samolotem przez smugę

Wybuch wulkanu (zwłaszcza po pamiętnej erupcji Eyjafjallajokull w roku 2010) kojarzy nam się z zagrożeniami dla lotnictwa i wstrzymywaniem lotów. Dla działania samolotów niebezpieczne są wyrzucane wysoko w powietrze pyły wulkaniczne – mogą one między innymi zakłócić pracę silników oraz zadziałać na śmigła lub szyby jak piaskarka, uszkadzając je oraz ograniczając widoczność. Jak to więc możliwe, że prowadzi się pomiary emisji wulkanicznych z powietrza? Tu należy przypomnieć sobie o tym, co pisaliśmy w poprzednim tekście: wulkaniczne emisje gazów niekoniecznie związane są z erupcjami! Z użyciem samolotu lub helikoptera możemy obserwować „spokojne” emisje z fumaroli, a w dużej odległości od wulkanu – tam, gdzie dotrze już tylko część najdrobniejszych pyłów (np. nad Szwajcarią po wybuchu Eyjafjallajokull) – także produkty erupcji.

Pomiary lotnicze – oprócz komplikacji związanych z bezpiecznym przeprowadzeniem lotu – nie różnią się znacząco od obserwacji naziemnych. Na pokładzie samolotu instaluje się podobne (a czasem nawet takie same) urządzenia, jak te, które opisywaliśmy poprzednio: zasysające powietrze i analizujące jego skład (mierząc koncentracje jednego lub wielu składników chemicznych) oraz mierzące promieniowanie
emitowane lub absorbowane przez dwutlenek siarki. Pobieranie próbek wymaga oczywiście przelecenia przez smugę wyziewów wulkanicznych (zwykle robi się to kilkukrotnie, aby uzyskać szereg przekrojów), zaś pomiary promieniowania – przelotów poniżej smugi oraz pod różnymi kątami. Dzięki prędkościom uzyskiwanym przez samolot, można we względnie krótkim czasie przeskanować duży obszar, nie można za to umieścić przyrządu na stałe w konkretnym położeniu (nawet helikopter nie może unosić się nad konkretnym miejscem przez 24 godziny) – jeśli potrzebujemy pomiarów tego
typu, jesteśmy skazani na pomiary naziemne lub… satelitarne.

Kosmiczna perspektywa

Satelity doskonale sprawdzają się w obserwacjach popiołów wulkanicznych: przy odpowiednio dużych koncentracjach, nawet niefachowiec dostrzeże je na zdjęciach w naturalnych kolorach (patrz rysunek 4). Zachęcamy do obejrzenia pięknej, trójwymiarowej wizualizacji rozprzestrzeniania się popiołów z wulkanu Eyjafjallajokull w roku 2010, stworzonej na podstawie zdjęć satelitarnych w różnych długościach fali, wykonanych przez europejskiego satelitę geostacjonarnego (Meteosat Second Generation) oraz sygnałów zebranych przez satelitarny lidar, czyli urządzenie sondujące atmosferę za pomocą światła laserowego (amerykański satelita CALIPSO).

Śledzeniu przez satelity świetnie poddaje się także dwutlenek siarki: jak pisaliśmy w poprzednim tekście, w wyziewach wulkanicznych jest go dużo więcej niż w „czystej atmosferze”, a w dodatku absorbuje bardzo charakterystyczny zestaw długości fal ultrafioletowych i podczerwonych (Theys i in., 2013). Aktualne pomiary zawartości dwutlenku siarki w kolumnie powietrza w rejonach wulkanicznych znajdziecie na stronie NASA.

Z dwutlenkiem węgla nie jest niestety tak łatwo. Ze względu na to, że erupcje wulkaniczne w niewielkim stopniu zmieniają jego stężenie w powietrzu, najzwyczajniej w świecie trudno go z satelity wypatrzeć i odróżnić od tła atmosferycznego. Nie znaczy to jednak, że nie da się tego robić! Dwa najważniejsze satelity skonstruowane specjalnie z myślą o obserwacjach dwutlenku węgla to amerykański OCO-2 (OCO-1 uległ zniszczeniu podczas startu) oraz japoński GOSAT (znany też jako IBUKI). Oba okrążają Ziemię od bieguna do bieguna (OCO-2 na wysokości ok. 710 km, a GOSAT ok. 675 km) i obserwują atmosferę, rejestrując (między innymi) fale podczerwone o długościach należących do pasma absorpcji dwutlenku węgla: im więcej CO₂, tym silniejsza absorpcja i mniej promieniowania dociera do satelity.

OCO-2 i GOSAT uzupełniają się, jeśli chodzi o tryb prowadzenia pomiarów. Japoński instrument to satelitarny snajper: ma wąskie pole widzenia (koło o średnicy 10 km na powierzchni Ziemi), które obejmuje w trakcie jednego, czterosekundowego „spojrzenia”. Szybko reagujący system celowania pozwala dobrze uchwycić emisje CO₂ z punktowego źródła zanieczyszczeń (np. wulkanu).

Satelita amerykański z kolei zbiera dane w sposób ciągły (24 próbki na sekundę), obserwując obszar o szerokości ok. 10,6 km, z „pikselami” o powierzchni ok. 3 km². Uzyskujemy więc nie tyle pomiar z konkretnego miejsca, ile mapkę koncentracji dwutlenku węgla w okolicy – a przynajmniej wzdłuż toru lotu satelity. Czujnik można wycelować w konkretnym kierunku, jednak nie działa to tak sprawnie jak w Ibukim: zmiana kąta widzenia zajmuje 10-20 minut, a w tym czasie satelita pokonuje 20-40% odległości pomiędzy biegunami. W praktyce aby zarejestrować koncentracje dwutlenku węgla pochodzącego z konkretnego wulkanu, OCO-2 powinien po prostu nad nim przelatywać, co jest rzadkim wydarzeniem. Jak już pisaliśmy w pierwszej części tekstu, w miarę oddalania się wyziewów wulkanicznych od źródła, koncentracje dwutlenku
węgla błyskawicznie spadają, dlatego przelot w pobliżu wulkanu zwykle nie wystarcza do tego, by zaobserwować smugę wydostającego się z niego CO₂ (źródło). Jak jednak obliczają Burton i in. 2013, OCO-2 może ułatwić monitoring najaktywniejszych wulkanów.

W głąb głębi

Ponad 70% powierzchni Ziemi pokrywają oceany. Nic więc dziwnego, że duża część procesów wulkanicznych na naszej planecie rozgrywa się pod wodą. Do ich badania wykorzystuje się załogowe i bezzałogowe pojazdy podwodne wyposażone w aparaturę do pobierania próbek, takie jak widoczny na poniższym zdjęciu robot Jason eksploatowany przez Woods Hole Oceanographic Institution. Zebrane próbki gazów lub wody analizuje się w laboratorium, podobnie jak te pobierane na lądzie. Obserwuje się zarówno erupcje wulkaniczne jak i emisje z kominów geotermalnych w rejonie grzbietów śródoceanicznych i ich zboczy.

Oprócz bezpośredniego określania koncentracji CO₂ w emitowanej mieszaninie gazów, określa się też względną zawartość dwutlenku węgla w zależności od koncentracji helu-3 (³He) i innych rzadko występujących w środowisku izotopów. Pamiętacie określanie emisji CO₂ na podstawie emisji SO₂ – metodę, którą opisywaliśmy w poprzednim artykule? Tu stosuje się podobną zasadę: dwutlenku węgla jest w wodzie i powietrzu stosunkowo dużo, natomiast pojawienie się charakterystycznego zestawu rzadkich izotopów łatwo jest powiązać z podwodną aktywnością wulkaniczną. Obserwując skład wód geotermalnych można więc oszacować związane z podwodnym wulkanizmem emisje CO₂. Dodatkowym źródłem informacji jest tu skład chemiczny płaszcza Ziemi i powstających na dnie morza skał bazaltowych (Marty i Tolstikhin, 1998).

To ile w końcu emitują te wulkany?

Jak widać, pomiary dwutlenku węgla emitowanego przez wulkany nie jest łatwą sprawą: jest go na tyle mało, że często pomiary bezpośrednie są niemożliwe i o emisjach CO₂ wnioskować trzeba na podstawie emisji SO₂ – gazu, który dużo łatwiej zaobserwować. Ze względu na wyjątkowo trudny (by nie powiedzieć „wybuchowy”) obiekt obserwacji, nie są możliwe stałe obserwacje dwutlenku węgla emitowanego przez wszystkie wulkany świata.

Obecnie nie ma jednak ryzyka, że przegapimy jakąś erupcję: dadzą nam o niej znać choćby popioły wulkaniczne doskonale widoczne dla stale okrążających Ziemię satelitów. Gdyby jakiś wulkan zaczął emitować duże ilości dwutlenku węgla „po kryjomu”, to także zostałoby to wykryte: naukowców zaintrygowałby wzrost koncentracji dwutlenku węgla w jego okolicy, nieuzasadniony transportem CO₂ ze znanych źródeł.

Oszacowanie całkowitych emisji dwutlenku węgla przez wulkany wymaga połączenia informacji zbieranych na całym świecie, różnymi metodami, w różnym trybie (pomiary regularne, planowe kampanie pomiarowe, obserwacje erupcji) i dokonania rozmaitych uśrednień. Nie jest to łatwe zadanie, nic dziwnego więc, że w wartości podawane w kolejnych pracach bywają różne (zwłaszcza, że także dane zmieniają się w naturalny sposób z roku na rok): od 0,13 aż do 0,44 Gt CO₂. Jak podsumował w swoim krótkim artykule Terry Gerlach (2011), najbardziej prawdopodobny przedział (co do którego zgadzają się autorzy poszczególnych prac) to 0,15-0,26 GtCO₂.

Uważacie ten wynik za mało dokładny? Może zmienicie zdanie, gdy przypomnicie sobie, że antropogeniczne emisje dwutlenku węgla wynoszą aktualnie około 36 GtCO₂, są więc ponad 100 razy większe. Nawet gdyby aktywność wulkaniczna wzrosła na tyle, by związane z nią emisje wzrosły dwukrotnie, wciąż byłoby to niewiele w porównaniu z naszymi emisjami.

Przy ocenie emisji wulkanicznych ważna jest także informacja, że w przeciwieństwie do nas litosfera swoje emisje… równoważy. Podstawowym zjawiskiem, w wyniku którego dwutlenek węgla przepływa z atmosfery do litosfery jest wietrzenie skał: woda opadowa i dwutlenek węgla łączą się tworząc kwas węglowy, który rozpuszcza skały wapienne. Węglan wapnia spływa z rzekami do oceanu, gdzie jony wapniowe i węglanowe są wbudowywane w skorupki morskich żyjątek, które ostatecznie osiadają na dnie, tworząc po latach skały osadowe i stopniowo wędrując coraz dalej w głąb Ziemi.

Ciekawe efekty występują także podczas emisji dwutlenku węgla z grzbietów śródoceanicznych: część uwalnianego dwutlenku węgla natychmiast reaguje z gorącymi skałami i jest przez nie ponownie wiązana. Dodatkowo, oceaniczna skorupa ziemska oddziałuje bezpośrednio z wodą morską, pobierając z niej jony węglanowe. Połączenie tych procesów powoduje, że dno oceaniczne pochłania więcej dwutlenku węgla niż jest z niego emitowane (Alt i Teagle, 1999).

Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: dr hab. Krzysztof Markowicz

The post CO2 z wulkanów – jak to się mierzy? (część 2) appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.