Nierównowaga energetyczna Ziemi – wykres różnicy pomiędzy ilością energii pochłanianej i emitowanej przez planetę w przestrzeń kosmiczną, na podstawie pomiarów satelitarnych i naziemnych.

Oś pozioma – lata. Oś pionowa – nierównowaga energetyczna planety w W/m². Wartości dodatnie oznaczają, że planeta pochłania więcej energii niż wypromieniowuje w kosmos. Linia czerwona – wyniki obserwacji satelitarnych NASA CERES. Linia niebieska – wyniki pomiarów w oceanach prowadzonych za pomocą systemu ARGO.

Źródło: Schmidt GA, Andrews T, Bauer SE, Durack PJ, Loeb NG, Ramaswamy V, Arnold NP, Bosilovich MG, Cole J, Horowitz LW, Johnson GC, Lyman JM, Medeiros B, Michibata T, Olonscheck D, Paynter D, Raghuraman SP, Schulz M, Takasuka D, Tallapragada V, Taylor PC and Ziehn T (2023) CERESMIP: a climate modeling protocol to investigate recent trends in the Earth’s Energy Imbalance. Front. Clim. 5:1202161. https://doi.org/10.3389/fclim.2023.1202161

W ramach akcji „Wykres na dziś” publikujemy wykresy i inne wizualizacje dotyczące zagadnień związanych ze zmianą klimatu. Mamy nadzieję, że prezentowane przez nas dane stanowić będą punkt wyjścia do szerokiej i opartej na faktach dyskusji na temat globalnego ocieplenia oraz możliwości jego ograniczenia. Akcję prowadzimy we współpracy z Komitetem ds. Kryzysu Klimatycznego Polskiej Akademii Nauk.

Zobacz wszystkie wizualizacje.

The post Nierównowaga energetyczna Ziemi appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Zmiany w wymuszeniu radiacyjnym (względem 1750 roku) przez długożyciowe gazy cieplarniane od 1979 r. Wartość wymuszania mówi nam, jak silnie określony wskaźnik wpływa na bilans energetyczny Ziemi a więc i jej klimat (więcej w cyklu Efekt cieplarniany dla średniozaawansowanych). Wykres pozwala więc na porównanie wkładu poszczególnych gazów w globalne ocieplenie. 

Oś pozioma: lata. Oś pionowa: wartości wymuszania radiacyjnego. Poszczególne kolory odpowiadają kolejnym gazom cieplarnianym – zgodnie z legendą. 

Źródło: NOAA

W ramach akcji „Wykres na dziś” publikujemy wykresy i inne wizualizacje dotyczące zagadnień związanych ze zmianą klimatu. Mamy nadzieję, że prezentowane przez nas dane stanowić będą punkt wyjścia do szerokiej i opartej na faktach dyskusji na temat globalnego ocieplenia oraz możliwości jego ograniczenia. Akcję prowadzimy we współpracy z Komitetem ds. Kryzysu Klimatycznego Polskiej Akademii Nauk.

Zobacz wszystkie wizualizacje.

The post Wymuszanie radiacyjne poszczególnych gazów cieplarnianych (NOAA) appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Bilans radiacyjny – jak go opisywać?

Dwa fundamentalne dla globalnego klimatu wskaźniki to wymuszenie radiacyjne (radiative forcing, RF) i nierównowaga energetyczna Ziemi (Earth’s Energy Imbalance, EEI). Pierwszy z nich jest teoretyczną miarą zaburzenia bilansu radiacyjnego planety, na przykład wzmocnienia efektu cieplarnianego wywołanego wzrostem poziomu dwutlenku węgla w atmosferze. Drugi określa natomiast aktualne saldo strumieni radiacyjnych na górnej granicy atmosfery.

Oba wskaźniki są ze sobą powiązane, a związek ten można w uproszczony sposób wyrazić równaniem:

EEI = RF – R (1)

w którym RF to wymuszenie radiacyjne, R to odpowiedź systemu klimatycznego na wymuszenie, a EEI to nierównowaga energetyczna, definiowana jako strumień promieniowania na górnej granicy  atmosfery netto (różnica pomiędzy strumieniami skierowanymi w dół i w górę, dodatnia wartość EEI oznacza zwiększone pochłanianie energii przez planetę). 

Nierównowaga pojawia się dlatego, że Ziemia potrzebuje czasu, by rozgrzać się do temperatury, która pozwoli jej wypromieniowywać w kosmos odpowiednio dużo energii (im cieplejsze ciało, tym więcej energii wypromieniowuje – patrz Efekt cieplarniany – jak to działa). Można powiedzieć, że „nie nadąża” za dodatnim wymuszeniem. 

W dobrym przybliżeniu, odpowiedź systemu klimatycznego na wymuszanie radiacyjne opisuje się proste równanie:

R = λΔT (2), 

gdzie  ΔT jest anomalią temperatury względem okresu w którym wymuszanie radiacyjne było zerowe lub zaniedbywalnie małe, a współczynnik proporcjonalności λ nazywamy współczynnikiem klimatycznego sprzężenia zwrotnego.

Z równań (1) i (2) wynika

EEI = RF – λΔT (3).

Współczynnik sprzężenia zwrotnego λ pojawia się na łamach Nauki o klimacie po raz pierwszy, jednak nie jest to dla naszych czytelników zupełnie nowa wielkość. To po prostu odwrotność znanej Wam czułości klimatu:

 s = 1/λ,

czyli zmiany średniej temperatury planety w odpowiedzi na określone wymuszanie radiacyjne. 

Najczęściej mówimy o równowagowej czułości klimatu, czyli ociepleniu, jakie nastąpi po wzroście zawartości CO₂ w atmosferze o 100% i ponownym ustabilizowaniu się równowagi radiacyjnej planety (EEI = 0).

Jak widać, jeśli znamy czułość klimatu, i wielkość wymuszenia radiacyjnego, możemy łatwo obliczyć jaka będzie odpowiedź klimatu na to wymuszenie, na przykład w postaci globalnego ocieplenia (po osiągnięciu równowagi EEI=0, a zatem RF = λΔT, z czego wynika że ΔT = F/λ). Co ważne, wymuszenia radiacyjne spowodowane różnymi czynnikami można ze sobą porównywać oraz je dodawać, bo wiele zjawisk w systemie klimatycznym zachodzi tak samo niezależnie od tego, co spowodowało początkowe zaburzenie bilansu energetycznego planety (chodzi przede wszystkim o sprzężenia zwrotne, o których przeczytasz między innymi w artykułach Dlaczego klimat się zmienia, czyli o wymuszeniach i sprzężeniach, Mit: Przeciwdziałanie zmianie klimatu to nic pilnego i w podręczniku Klimatyczne ABC).

A jakie wskaźniki mierzymy?

Problem polega na tym, że obserwowalnym parametrem fizycznym jest tylko EEI, czyli aktualna nierównowaga energetyczna Ziemi, którą da się 

• zmierzyć z ograniczoną dokładnością metodami radiometrycznymi z satelity (patrz il. 2),
• oraz oszacować niezależnie, dzięki pomiarom tempa ocieplania się wszechoceanu i innych elementów systemu klimatycznego.

Szacunki wymuszenia radiacyjnego z konieczności muszą się zatem opierać o teorię i wyniki modelowania, dzięki którym można oszacować wkład różnych czynników na zmiany mierzonych składowych bilansu radiacyjnego, i oszacować wpływ wymuszeń i sprzężeń zwrotnych w ocieplającym się klimacie.

Wymuszenie radiacyjne na początku XXI wieku

Jedną z takich analiz, Observational Evidence of Increasing Global Radiative Forcing opublikowała międzynarodowa grupa specjalistów z tej dziedziny klimatologii (Kramer i in., 2021). Autorzy wykorzystali satelitarne pomiary radiometryczne z instrumentów AIRS i CERES (patrz il. 2), oraz technikę obliczeniową bazującą na tzw. kernelach radiacyjnych (przy użyciu modelu globalnej cyrkulacji szacuje się, jak klimat reaguje na zmiany konkretnego parametru, np. temperatury czy wilgotności). Udało im się ustalić wartości trendów promieniowania długofalowego (ziemskiego) i krótkofalowego (słonecznego) w okresie 2003-2018 i określić, w jakim stopniu odpowiadają za nie wymuszenia radiacyjne i sprzężenia zwrotne, włącznie z tzw. sprzężeniem planckowskim (związanym z prawem Plancka, czyli tym, że cieplejsze ciało emituje więcej energii). 

Głównym wynikiem było wykrycie wzrostu, w ciągu 15 lat objętych badaniem, wymuszenia radiacyjnego dla całej planety o 0,53 W/m², co jest wynikiem wzrostu koncentracji gazów cieplarnianych w atmosferze (w przypadku dwutlenku węgla – od 375 ppm w roku 2003 do 407 ppm w 2018) ale również spadkiu emisji aerozoli antropogenicznych do atmosfery. 

Uzupełnieniem tych badań jest analiza z opublikowanego w 2021 roku artykułu Satellite and Ocean Data Reveal Marked Increase in Earth’s Heating Rate (Loeb i in, 2021a), w której do oszacowania nierównowagi energetycznej Ziemi EEI wykorzystano również dane satelitarne CERES ale dodatkowo także pomiary temperatur oceanów wykonane przez boje systemu Argo (patrz Jak i po co mierzymy temperaturę oceanu). Podobnie jak we wcześniej omówionym artykule, oprócz samej analizy trendów dokonano też ich podziału na części składowe, odpowiadające różnym mechanizmom systemu klimatycznego.

W całym badanym okresie (od połowy 2005 do połowy 2019 roku) średni strumień pochłanianego przez planetę ciepła wynosił ~0,77 W/m², z czego ~0,62 W/m² przypadało na górne 2 km wszechoceanu. Pomiary wskazywały też, że nierównowaga energetyczna Ziemi rosła w czasie, w tempie około ~0,5 W/m² na dekadę. Używając alternatywnej wobec kerneli radiacyjnych metody cząstkowego zaburzenia radiacyjnego (PRP), zaproponowanej jeszcze w 1988 roku przez Richarda Wetheralda i niedawnego noblistę Syukuro Manabe (Wetherland i Manabe, 1988), naukowcom udało się oszacować wkład różnych czynników w trend EEI. Najważniejszymi były zmiany zachmurzenia i zawartości gazów cieplarnianych, a także zmiany albedo powierzchni, częściowo kompensowane wzrostem temperatury atmosfery.

Kolejnej próby oszacowania pochłaniania ciepła przez oceany podjęła się grupa francuskich i włoskich badaczy (Marti i in., 2022). Tym razem wykorzystano zjawisko rozszerzalności cieplnej wody, dzięki któremu oceany „puchną” wraz ze wzrostem temperatury, powodując wzrost poziomu morza (mierząc zmiany poziomu morza można więc określić, ile energii w nim przybyło).  Oczywiście, z powodu globalnego ocieplenia i spowodowanego przez nie topnienia lodowców i lądolodów, w oceanach jest też po prostu więcej wody niż w przeszłości. Aby rozróżnić te dwa składniki, temperaturowy i masowy, naukowcy wykorzystali zarówno satelitarne pomiary poziomu morza, jak i pomiary zmian ziemskiego pola grawitacyjnego. Uzyskany wynik – średnio 0,74 W/m² w okresie 2002-2016 – jest również zgodny z wcześniej omawianymi badaniami.

Czwartą opublikowaną w ostatnim czasie pracą na ten sam temat jest Anthropogenic forcing and response yield observed positive trend in Earth’s energy imbalance (Raghuraman i in., 2021). Ponownie wykorzystano pomiary instrumentów CERES, ale do powiązania trendów z poszczególnymi zjawiskami sterującym klimatem wykorzystano zupełnie inną metodę, opierającą się o analizę symulacji modeli klimatu w ramach projektu CMIP6. Oprócz zmierzonego tempa przyrostu EEI, równego w latach 2001-2020 0,38 W/m² na dekadę, naukowcy oszacowali też zakres wahań tego parametru spowodowany naturalną, wewnętrzną zmiennością klimatyczną, wynoszący 0,19 W/m² na dekadę (zakres 2σ). Oznacza to, że z dużym prawdopodobieństwem obserwowanego przyrostu EEI nie da się wytłumaczyć naturalnymi czynnikami.

Zanim przejdziemy dalej, warto podsumować wnioski wynikające z omówionych prac. Choć w badaniach używano różnych metod i badano trochę inne rzeczy (np. Kramer i in. (2021) obliczali natychmiastowe wymuszenie radiacyjne, a Raghuraman i in. (2021) wymuszenie efektywne), zgadzają się one co do tego, że Ziemia pochłania ciepło w coraz szybszym tempie, i że odpowiedzialność ponoszą tutaj antropogeniczne emisje gazów cieplarnianych. Znaczące, różnice pomiędzy szacowanymi wartościami są przejawem nie tylko błędów pomiarowych (które występują zawsze) ale głównie różnej metodologii badawczej.

Nierównowaga energetyczna Ziemi rośnie

Badania zgadzają się też ze sobą w bardziej subtelnych szczegółach. Wszystkie pokazują, że nierównowaga energetyczna Ziemi rośnie. Jednocześnie, z pomiarów CERES wynika że strumień promieniowania długofalowego opuszczający atmosferę ziemską rośnie, bo ogrzewająca się atmosfera i powierzchnia Ziemi emituje coraz więcej energii w podczerwieni. Z drugiej strony, Ziemia pochłania też coraz więcej promieniowania krótkofalowego, tzn. słonecznego, co wynika ze zmian albedo powierzchni, zmian zachmurzenia, a także zawartości pary wodnej i antropogenicznych aerozoli.

Pokazuje to poniższa tabelka, opracowana w oparciu o pracę Kramer i in. (2021), pokazująca szacunki zmian strumieni promieniowania oparte o pomiary CERES.

Zgodnie z użytą konwencją strumień promieniowania netto jest liczony jako różnica strumienia promieniowania skierowanego w dół i w górę, zatem wartości dodatnie oznaczają zwiększenie strumienia, a ujemne — jego zmniejszenie. Jak widać, wszystkie pozycje z kolumny promieniowania krótkofalowego (SW) są dodatnie, bo zarówno wymuszenia radiacyjne, jak i sprzężenia zwrotne (albedo powierzchni, chmur, i zwiększone pochłanianie promieniowania w bliskiej podczerwieni przez parę wodną) wzmacniają globalne ocieplenie.

W kolumnie ze składowymi promieniowania długofalowego (LW) sytuacja jest bardziej skomplikowana. Wymuszenia są dodatnie, bo zwiększana przez ludzkość zawartość gazów cieplarnianych w atmosferze coraz bardziej zwiększa zwrotny strumień promieniowania długofalowego w kierunku powierzchni Ziemi (intensyfikuje efekt cieplarniany). 

Po stronie sprzężeń zwrotnych, dodatnie są niektóre sprzężenia związane z chmurami, a także zwiększone pochłanianie w dalekiej podczerwieni przez parę wodną. Nie mogą się one jednak równać z silnym ujemnym sprzężeniem planckowskim. Sumarycznie trend w zakresie długofalowym jest więc bliski zeru (choć lekko ujemny, co oznacza że Ziemia coraz efektywniej wychładza się radiacyjnie), a główną częścią składową trendu EEI jest zmiana strumienia promieniowania krótkofalowego, czyli odbitego od powierzchni Ziemi i rozproszonego w atmosferze promieniowania słonecznego, a nie długofalowego.

Zmiana strumienia promieniowania krótkofalowego została zaobserwowano również pośrednio, dzięki pomiarom światła słonecznego odbitego od Ziemi i oświetlającego Księżyc pomiędzy nowiem a pełnią. Pomiary takie wykonywało w latach 1998-2017 obserwatorium astronomiczne Big Bear w Kalifornii i wykryło spadek strumienia promieniowania odbitego od Ziemi o około 0,5 W/m² w tym okresie (Goode i in., 2022). Jest to wynik z grubsza zgodny, w granicach niepewności i uwzględniając ograniczenia zastosowanej metody, z pomiarami CERES omawianymi wcześniej, i potwierdza że Ziemia pochłania więcej promieniowania słonecznego.

Bardziej szczegółowo przyczynom tego zjawiska przyglądano się w opublikowanej niedawno analizie danych satelitarnych z CERES oraz symulacjom modeli klimatu wykonanych w ramach projektu CMIP6 (Stephens i in., 2022). Okazuje się, że głównymi czynnikami były zmiany zachmurzenia oraz zmniejszenie koncentracji cząsteczek aerozoli w atmosferze, wywołanej poprawą jakości powietrza przede wszystkim w Chinach, Europie i Stanach Zjednoczonych. Zmiany zawartości aerozoli atmosferycznych w ostatnich dwóch dekadach zostały potwierdzone również innymi badaniami (Quaas i in., 2022, Loeb i in., 2021b).

Zmiany w bilansie są zgodne z przewidywaniami

Powyższe wnioski zostały niewłaściwie zinterpretowane przez autorów artykułu Radiative Energy Flux Variation from 2001–2020, opublikowanego w październiku 2021 r. w czasopiśmie MDPI Atmosphere (Dübal i Vahrenholt, 2021). Podobnie jak we wcześniej omawianych pracach, wykorzystano w niej dane CERES, podobnie zauważając że trend EEI jest wypadkową zmian promieniowania długofalowego i krótkofalowego o przeciwnych znakach, z dominującą drugą składową. Autorzy nie podjęli się jednak próby modelowania przyczyn tych zmian, ograniczając się zamiast tego do spostrzeżeń opartych o analizę samych trendów.

W związku z tym artykułem pojawiły się sugestie, że obserwowany wzrost pochłaniania promieniowania krótkofalowego i wzrost emisji promieniowania długofalowego w kosmos jest sprzeczny z teorią antropogenicznego globalnego ocieplenia. W samej pracy wniosek ten jest wspomniany tylko mimochodem (nie ma o nim np. mowy w streszczeniu pracy), jednak autorzy nagłaśniali go w artykułach popularno-naukowych.

Jak widzieliśmy wcześniej, taka konkluzja jest nieuprawniona, a zmiany strumieni promieniowania krótkofalowego i długofalowego są zgodne z podstawami fizycznymi efektu cieplarnianego i zachowaniem chmur w systemie klimatycznym. Są też zgodne z przewidywaniami modeli klimatu, co pokazali Kevin Trenberth i John Fasullo w artykule Global warming due to increasing absorbed solar radiation opublikowanym jeszcze w 2009 roku (Trenberth i Fasullo, 2009). Praca ta oparta jest zresztą o dane pochodzące z archiwum symulacji modeli klimatu trzeciej fazy projektu CMIP, wykonanych przed rokiem 2005. Można więc argumentować, że  modele klimatu przewidywały taki efekt, na długo zanim zauważyli to klimatolodzy i zanim potwierdzono go pomiarami detektorem satelitarnym CERES.

Podsumowując, wyniki ostatnich badań to obserwacyjne potwierdzenie przewidywań teoretycznych, opartych o nasze rozumienie efektu cieplarnianego i konsekwencji wzrostu zawartości cieplarnianych w atmosferze.

Piotr Florek (Met Office Hadley Centre), konsultacja merytoryczna: dr hab. Krzysztof Markowicz

The post Jest dodatni ale wcale nas to nie cieszy – najnowsze pomiary bilansu energetycznego Ziemi appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

1. Definicja

Efekt cieplarniany to zjawisko podwyższenia temperatury planety przez obecne w jej atmosferze gazy cieplarniane (w porównaniu z sytuacją, w której gazów cieplarnianych nie ma). Podnosi temperaturę powierzchni Ziemi o 33°C. Gdyby go nie było, nasza planeta byłaby cała skuta lodem, a średnia temperatura wynosiłaby -18°C, zamiast +15°C.

2. Efekt cieplarniany – najprostsze wyjaśnienie

Dlaczego, gdy przykrywamy się kocem, robi nam się cieplej? – przecież to tylko kawałek tkaniny, nie wydzielający żadnego ciepła.

Człowiek w spoczynku wydziela ok. 100 W ciepła (pracują serce, mózg i inne organy wewnętrzne). Nasze ciało przypomina piec z termostatem, który stara się utrzymywać stałą temperaturę (jesteśmy zwierzętami stałocieplnymi). Gdy na zewnątrz jest zimno, jest to dla nas nieprzyjemne, a w skrajnych przypadkach wręcz niebezpieczne. Przykrywając się kocem, utrudniamy ucieczkę ciepła – w rezultacie po przykryciu się kocem tracimy mniej energii, a temperatura wokół naszego ciała pod kocem wzrasta. Oczywiście, w miarę tego wzrostu temperatury coraz więcej ciepła przenika przez koc na zewnątrz. Dzieje się tak do momentu, gdy ustali się nowy stan równowagi, w którym z powierzchni koca ucieka tyle energii ile wydziela nasze ciało. Temperatura wokół naszego ciała pod kocem stabilizuje się, ale jest już wyższa niż początkowo.

Dlaczego porównujemy efekt cieplarniany do przykrycia się kocem, skoro w tym przykładzie źródło ciepła (nasze ciało) jest pod nim, a promieniowanie słoneczne dostarczające energię do ziemskiego systemu klimatycznego pochodzi z zewnątrz? Analogia sprawdza się dlatego, że energia słoneczna w większości przenika przez atmosferę a pochłania ją dopiero powierzchnia Ziemi. Rozgrzana promieniami Słońca powierzchnia planety jest więc odpowiednikiem rozgrzanej procesami wewnątrz organizmu skóry śpiocha.

3. Efekt cieplarniany na Ziemi – warunki powstawania

Do ziemskiego systemu klimatycznego energii dostarcza głównie Słońce. Ziemia, w stabilnym stanie klimatycznym, emituje w przestrzeń kosmiczną tyle samo energii ile energii dochodzącej od Słońca pochłania.

Im wyższa jest temperatura powierzchni ciała, tym więcej energii wypromieniowuje ono do otoczenia w formie promieniowania elektromagnetycznego. Natężenie tego promieniowania zmienia się wprost proporcjonalnie do czwartej potęgi temperatury powierzchni ciała wyrażonej w stopniach Kelvina (T⁴), co oznacza, że przy dwukrotnie wyższej temperaturze powierzchni emitowana energia będzie szesnastokrotnie większa. Ponadto wraz ze wzrostem temperatury maksimum natężenia promieniowania przesuwa się w stronę coraz wyższych energii fotonów (czyli promieniowania o większej częstotliwości a mniejszej długości fali). Dotyczy to tak samo Słońca, powierzchni Ziemi jak i gazów w jej atmosferze.

Słońce jest gwiazdą, której powierzchnia (fotosfera) jest rozgrzana do temperatury ok. 5500 stopni Kelvina (5200°C). Ciało o takiej temperaturze świeci (emituje energię) głównie w świetle widzialnym i bliskiej podczerwieni. Powierzchnia Ziemi jest dużo chłodniejsza (ma niecałe 300 K) i wypromieniowuje energię w postaci fal elektromagnetycznych o dużo niższej energii, w zakresie dalekiej podczerwieni. To, jak promieniują ciała o takiej temperaturze, możemy stwierdzić, na przykład kierując na budynek czy człowieka kamerę termowizyjną.

Promieniowanie emitowane przez Słońce nazywamy w kontekście efektu cieplarnianego promieniowaniem krótkofalowym, a przez powierzchnię Ziemi – długofalowym.

Nasza planeta „przykryta” jest warstwą atmosfery, w której obecne są gazy cieplarniane (m.in. para wodna H₂O, dwutlenek węgla CO₂, metan CH₄, podtlenek azotu N₂O). Ich charakterystyczną cechą jest to, że przepuszczają promieniowanie emitowane przez Słońce (widzialne i w bliskiej podczerwieni), pochłaniają zaś promieniowanie w dalekiej podczerwieni emitowane z powierzchni naszej planety, rozgrzanej w wyniku pochłaniania promieniowania słonecznego.

4. Model szyby

Najważniejsze cechy efektu cieplarnianego można zrozumieć, posługując się prostym modelem zachowania transferu promieniowania przez atmosferę, tzw. „modelem szyby”. W modelu tym atmosferę zastępuje szklana płyta zawieszona nad powierzchnią Ziemi. Szkło pojawia się tu nieprzypadkowo: podobnie jak gazy cieplarniane, przepuszcza ono promieniowanie krótkofalowe, a pochłania długofalowe i dlatego jest standardowym budulcem szklarni.

Zacznijmy od planety bez atmosfery. W stabilnym stanie klimatu (czyli bez zachodzących zmian temperatury) planeta wypromieniowuje w kosmos tyle energii promieniowania długofalowego (E_P na rys. 4), ile pochłania energii promieniowania słonecznego (E_S na rys. 4).

Wyobraźmy sobie, że przykrywamy planetę szklaną szybą, która przepuszcza całe padające ze Słońca promieniowanie krótkofalowe, ale pochłania całe wypromieniowywane przez Ziemię promieniowanie długofalowe i emituje je po równo w górę (w kosmos) i w dół (w stronę powierzchni Ziemi).

Obserwator patrzący na planetę z kosmosu może odnotować dwa strumienie energii: pochłaniany przez planetę strumień promieniowania słonecznego (E_S) i emitowany przez szybę strumień promieniowania w podczerwieni (E_P). W stanie równowagi wielkość obydwu strumieni jest taka sama (E_P=E_S) .

My jednak możemy zajrzeć, co się dzieje we wnętrzu atmosfery. Jak wspomnieliśmy, szyba emituje identyczne strumienie promieniowania w górę i w dół, czyli E_P’ = E_P. Do powierzchni planety dociera energia promieniowania słonecznego (E_S) oraz promieniowania termicznego atmosfery (E_P’). Ilość energii pochłanianej przez powierzchnię Ziemi jest większa, niż gdyby szyby – atmosfery nie było. Aby temperatura powierzchni była stała, musi ona wypromieniowywać tyle samo energii, ile otrzymuje, czyli E_G = E_S + E_P’.

Tymczasem wiemy już, że E_P = E_P’ = E_S. Jeśli uwzględnimy to w naszym bilansie, otrzymamy E_G = 2E_S. Okazuje się, że w obecności szyby ilość energii otrzymywanej przez powierzchnię Ziemi rośnie aż dwukrotnie! To oznacza, że utrzymanie stałej temperatury wymaga dwukrotnie silniejszej emisji promieniowania. Aby móc wzmocnić strumień emitowanego przez siebie promieniowania, powierzchnia Ziemi musi się rozgrzać. O ile?

Możemy to policzyć, pamiętając, że ilość emitowanej energii jest proporcjonalna do czwartej potęgi temperatury. Po kilku przekształceniach dowiemy się, że temperatura powierzchni Ziemi z atmosferą powinna w takich warunkach wynosić 303K (+30°C). To aż o 48°C więcej niż w przypadku nagiej planety. W rzeczywistości różnica wynosi tylko 33°C. Skąd więc nasz zbyt wysoki wynik?

5. Efekt cieplarniany dla zaawansowanych

Model szyby pozwala łatwo zrozumieć podstawy działania efektu cieplarnianego, jest jednak tylko bardzo uproszczoną ilustracją zachodzących procesów. W rzeczywistości gazy cieplarniane nie tworzą cienkiej warstwy, lecz są rozproszone w atmosferze.

Gazy cieplarniane nie wypromieniowują też całej energii jak ciało doskonale czarne, lecz pochłaniają i emitują jedynie fotony o określonych energiach, dopasowanych do ich budowy cząsteczkowej. Część promieniowania podczerwonego ucieka z Ziemi prawie bez przeszkód, a część o innych długościach fal (energiach fotonów) jest pochłaniana i wypromieniowywana, często przez wiele cząstek po kolei. Wpływ na absorpcję i emisję mają też panujące na różnych wysokościach temperatury oraz ciśnienie. Dodatkowo część energii jest przekazywana atmosferze za pomocą innych niż promieniowanie mechanizmów, takich jak konwekcja i ewapotranspiracja itd.

Bliższy rzeczywistości (choć nie tak prosty pojęciowo i matematycznie) jest obraz uwzględniający te mechanizmy. Ponieważ obecne w atmosferze gazy cieplarniane „blokują” ucieczkę w kosmos wypromieniowywanej przez powierzchnię Ziemi energii, fotony o energiach odpowiadających długościom fal pochłanianych przez gazy cieplarniane są w stanie uciekać w kosmos dopiero z wyższych warstw atmosfery (w przypadku Ziemi chodzi o wysokości powyżej kilku kilometrów), gdzie atmosfera jest już rzadsza i promieniowanie ma szanse dotrzeć przestrzeń kosmiczną nie natrafiając po drodze na cząsteczkę gazu cieplarnianego. Patrząc z kosmosu widzimy więc przede wszystkim fotony promieniowania podczerwonego pochodzące nie z powierzchni Ziemi, lecz z wyższych warstw atmosfery.

Temperatura powietrza na Ziemi spada wraz z wysokością, zależnie od warunków atmosferycznych w tempie 0,6-1°C na 100 m. Temperatura na wysokości kilku kilometrów jest niższa niż przy powierzchni Ziemi o około 30°C, co odpowiada temperaturze jaką miałaby powierzchnia naszej planety, gdyby nie było wokół niej atmosfery z gazami cieplarnianymi.

6. Efekt cieplarniany na Ziemi, Wenus i Marsie

Efekt cieplarniany na Ziemi podnosi temperaturę powierzchni o 33°C.

Mars ma znacznie rzadszą atmosferę, z ciśnieniem na powierzchni planety ponad 100-krotnie mniejszym od ziemskiego. Atmosfera Marsa stanowi słabą izolację „cieplarnianą” – podnosi temperaturę powierzchni o zaledwie 5°C.

Wenus z kolei ma bardzo gęstą i grubą atmosferę, z ciśnieniem na powierzchni planety blisko 100-krotnie większym od ziemskiego. Atmosfera Wenus stanowi silną izolację „cieplarnianą” – podnosi temperaturę powierzchni aż o 500°C.

Więcej w artykule Efekt cieplarniany na Ziemi, Wenus i Marsie

7. Efekt cieplarniany a globalne ocieplenie

Efekt cieplarniany to nie to samo co globalne ocieplenie. Ten drugi termin dotyczy wzmocnienia efektu cieplarnianego w wyniku zwiększenia przez ludzkość ilości gazów cieplarnianych w atmosferze.

Wzrost zawartości gazów cieplarnianych w atmosferze nie zmienia ilości docierającego do powierzchni Ziemi promieniowania słonecznego, utrudnia za to ucieczkę w kosmos promieniowania podczerwonego emitowanego przez powierzchnię naszej planety. W rezultacie Ziemia wypromieniowuje w kosmos mniej energii niż pochłania ze Słońca. Energia ta kumuluje się w ziemskim systemie klimatycznym (głównie w oceanach), co obserwujemy jako globalne ocieplenie. W miarę jak powierzchnia Ziemi robi się coraz cieplejsza, emituje ona coraz więcej energii, dążąc do stanu równowagi, w którym w kosmos znów będzie wypromieniowywane tyle samo energii ile jest pochłaniane – tyle, że przy wyższej temperaturze powierzchni.

To, co dzieje się aktualnie z ziemskim systemem klimatycznym przypomina sytuację przykrycia się wieloma kocami. Nasze emisje gazów cieplarnianych i postępujący za nimi wzrost ich zawartości w atmosferze odpowiadają ciągłemu, coraz szybszemu przykrywaniu się kolejnymi kocami. W rezultacie pod warstwą izolacji (na powierzchni Ziemi) robi się coraz cieplej.

Marcin Popkiewicz

The post Efekt cieplarniany – ABC appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

W poprzednich artykułach naszego cyklu opisaliśmy podstawowe elementy mające znaczenie dla bilansu energetycznego Ziemi. Pora podsumować wiedzę! Umieśćmy je na jednej ilustracji:

Jak widzisz, ilustracja nie uwzględnia innych niż Słońce źródeł energii, w szczególności wnętrza Ziemi (energia geotermalna) i ludzkiej działalności (spalaniu paliw kopalnych i innym procesom przemysłowym towarzyszy uwalnianie energii do otoczenia). Wynika to z faktu, że ich znaczenie dla bilansu energetycznego jest znikome. Średni strumień płynącej z wnętrza Ziemi energii geotermicznej to ok. 0,09 W/m², a ze źródeł antropogenicznych (głównie ciepło wydzielające się przy spalaniu paliw kopalnych) to ok. 0,03 W/m².

Bilans energetyczny Ziemi jest zaburzony

Uśredniony dla całej planety strumień energii słonecznej na górnej granicy atmosfery wynosi 340 W/m². Rozpraszanie Rayleigha na składnikach gazowych atmosfery powoduje odbicie 25 W/m², chmury odbijają średnio 51 W/m², a powierzchnia Ziemi 24 W/m², co w sumie daje 100 W/m2. Oznacza to albedo planetarne bliskie 30%. Ziemia wraz z atmosferą pochłaniają w sumie 240 W/m², podczas gdy strumień opuszczającego planetę promieniowania długofalowego wynosi 239 W/m² – o ok. 1 W/m² mniej (zaokrąglamy tu do pełnych jednostek). Bilans energetyczny Ziemi jest więc obecnie zaburzony: planeta otrzymuje więcej energii, niż emituje.

To, że strumień opuszczającego Ziemię promieniowania jest trochę mniejszy od strumienia docierającego do powierzchni Ziemi nie jest przypadkiem. W artykule Globalne ocieplenie: wersja dla niewtajemniczonych porównaliśmy Ziemię do domu, który został szybko obłożony dodatkową izolacją: ilość uciekającej z domu energii spadła, w wyniku czego pojawiła się nierównowaga bilansu energetycznego, a wnętrze domu zaczęło się ogrzewać. Ostatni wzrost stężenia gazów cieplarnianych w atmosferze powoduje dokładnie taki sam efekt.

Popatrzmy z kolei na bilans energii powierzchni Ziemi, która pochłania 161 W/m² promieniowania krótkofalowego i 342 W/m2 długofalowego (efekt cieplarniany), łącznie 161 + 342 = 503 W/m². Transport energii z powierzchni Ziemi do atmosfery odbywa się za pomocą trzech mechanizmów: promieniowania (398 W/m²), ciepła utajonego (parowania i kondensacji) pary wodnej (84 W/m²) oraz konwekcji (20 W/m²) – łącznie 502 W/m². Patrząc w ten sposób, widzimy niezbilansowaną nadwyżkę strumienia energii około 1 W/m² gromadzącą się w systemie klimatycznym, a dokładniej w jego elementach przy powierzchni planety.

Należy podkreślić, że podane wartości są przybliżone i obarczone niepewnościami: pomiary docierającego do Ziemi i opuszczającego ją promieniowania pokazują, że obecna nierównowaga radiacyjna planety wynosi 0,2–1 W/m².

Czy można określić ją precyzyjniej?

Owszem, można. Gdybyśmy w ocieplonym domu z naszego przykładu mieli określić nierównowagę między energią doprowadzaną do niego i uciekającą, moglibyśmy z jednej strony mierzyć ciepło docierające do węzła cieplnego, a z drugiej strony za pomocą np. kamery termowizyjnej i innych urządzeń mierzyć ucieczkę ciepła. W ten sposób uzyskalibyśmy informacje o bilansie energetycznym domu, ale… taki sposób pomiaru nie byłby ani łatwy w realizacji, ani szczególnie dokładny. Dużo łatwiej byłoby mierzyć zmiany temperatury w domu. Podobnie my możemy podejść do problemu nierównowagi energetycznej planety, mierząc tempo wzrostu energii w ziemskim systemie klimatycznym (oceanach, atmosferze, glebach i topnienia lodu).

Bilans radiacyjny w różnych szerokościach geograficznych

Jak zauważyliśmy w poprzednich rozdziałach, lokalne warunki różnią się od siebie znacząco, zmieniają się też w czasie – zarówno w cyklu rocznym, jak i dobowym oraz przy zmianach pogody. Co więcej, w rzeczywistości nie mamy do czynienia z lokalnym zbilansowaniem strumieni energii. Spójrzmy na strumienie energii, jakie średnio rzecz biorąc, otrzymują różne regiony naszej planety.

Wykres uwzględnia zmiany nasłonecznienia (ilości promieniowania otrzymywanego przez powierzchnię Ziemi w ciągu doby) powodowane zarówno zmieniającą się wysokością Słońca nad horyzontem w ciągu roku, jak i długością dnia. Na równiku wahania są najmniejsze – długość dnia zawsze wynosi tu około 12 godzin, a fluktuacje wokół wartości 410 W/m²powodowane są jedynie zmianami wysokości Słońca nad horyzontem (podczas równonocy wiosennej i jesiennej Słońce góruje w zenicie, a podczas przesileń na wysokości 66,5° nad horyzontem).

W umiarkowanych szerokościach geograficznych nasłonecznienie zmienia się zależnie od szerokości geograficznej. Na szerokości 60°N podczas przesilenia letniego w czerwcu dzień trwa 18,5 godziny, a Słońce wznosi się w południe o 53,5° nad horyzont. Minimum nasłonecznienia ma miejsce podczas przesilenia zimowego w grudniu, kiedy to dzień trwa zaledwie 5,5 godziny, a Słońce wznosi się w południe nad horyzont zaledwie na 6,5°.

Najbardziej ekstremalne zmiany nasłonecznienia zachodzą na biegunie (na ilustracji pokazane są zmiany strumienia promieniowania na biegunie północnym). Podczas trwającej od września do marca nocy polarnej promienie słoneczne w ogóle tam nie docierają, zaś w czasie bliskim przesilenia letniego, kiedy Słońce przez całą dobę znajduje się na wysokości 23,5 stopnia nad horyzontem, do bieguna w ciągu doby dociera więcej energii niż do równika.

Nie całe padające promieniowanie jest absorbowane. Śnieg i lód mają wysokie albedo, odbijają większość padającego na nie promieniowania, z kolei średnie albedo okolic równika jest bardzo niskie, rzędu 0,1.

Oszacujmy, jaka byłaby średnia temperatura na równiku, gdyby na Ziemi nie było transportu ciepła między różnymi szerokościami geograficznymi

Znając albedo powierzchni Ziemi w tym rejonie, możemy łatwo obliczyć ilość pochłanianej przez nią (i wypromieniowywanej w stanie równowagi) energii: E = 0,9 · 410 W/m² = 369 W/m² i podstawić ją do wzoru Stefana-Boltzmanna (E=σT4) otrzymując temperaturę emisyjną na górnej granicy atmosfery: T=(369 / (5,67*10-8))1/4 = 284K = 11°C.

Biorąc pod uwagę, że jest to temperatura na wysokości odpowiadającej poziomowi emisji, temperatura okolic równikowych przy powierzchni przekraczałaby 40°C. Równocześnie średnia temperatura emisyjna na biegunach, biorąc pod uwagę średni strumień promieniowania 150 W/m², wynosiłaby -45°C, a przyjmując albedo 80% spadłaby poniżej -120°C.

Podsumowując, w niskich szerokościach geograficznych bilans radiacyjny jest dodatni, a w wysokich – ujemny. Rejony polarne można porównać do chłodnicy planety, odprowadzającej ciepło z obszarów tropikalnych. Gdyby zbudować mur rozdzielający niskie i wysokie szerokości geograficzne, regiony tropikalne rozgrzałyby się tak bardzo, że oceany byłyby zbyt gorące dla istot żywych, obszary pozazwrotnikowe pokryłby zaś lądolód. Sytuacja taka nie ma miejsca dzięki transportowi ciepła z rejonów równikowych na wyższe szerokości geograficzne przez cyrkulację atmosferyczną i prądy morskie.

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 (7): Bilans energetyczny Ziemi 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.

Powstawanie chmur i skład chmur

Do tej pory koncentrowaliśmy się na oddziaływaniu promieniowania z gazami cieplarnianymi, jednak nie są one jedynymi składnikami atmosfery mającymi wpływ na jej bilans radiacyjny. Powierzchnia mórz, oceanów, gleby, a także rośliny w procesie parowania dostarczają wodę do dolnych warstw atmosfery. Jak pamiętamy z części pierwszej cyklu, gdy powietrze się wznosi, ulega ochłodzeniu wskutek rozpręąnia (im wyśej tym niższe ciśnienie). Im niższa jest temperatura powietrza, tym mniej pary wodnej może ono zawierać. Temperatura, w której para wodna znajdująca się aktualnie w powietrzu nasyciłaby się, nazywana jest punktem rosy. Kondensacja, czyli zamiana pary wodnej w ciecz, zachodzi, gdy temperatura powietrza zawierającego tę parę spadnie do lub poniżej punktu rosy. Możliwe jest też bezpośrednie przejście ze stanu gazowego w stały (lód), czyli resublimacja.

Spadek temperatury nie jest jedynym warunkiem kondensacji. Ze względu na silną barierę napięcia powierzchniowego wody, pojedynczym molekułom trudno jest się połączyć. Dlatego kondensacja nie zachodzi w powietrzu absolutnie czystym, nawet przy dużym przesyceniu parą wodną. Potrzebne są jeszcze jądra kondensacji, czyli mikroskopijne cząsteczki, na których para wodna może osiadać, co ułatwia zapoczątkowanie powstawania kropel lub kryształków lodu.

Chmury to skupiska kropelek wody lub kryształków lodu tak małych, że opór powietrza skutecznie hamuje ich opadanie do prędkości milimetrów lub centymetrów na sekundę, dzięki czemu mogą długo utrzymywać się w powietrzu. Z jednej strony odbijają one światło słoneczne, zwiększając tym samym albedo Ziemi i ochładzając ją, z drugiej zaś składają się z wody, silnej substancji cieplarnianej, utrudniają więc ucieczkę promieniowania podczerwonego w kosmos, co powoduje wzrost temperatury powierzchni Ziemi. To, czy przeważa efekt chłodzący powierzchnię, czy ogrzewający ją, zależy od rodzaju chmury.

Stężenie pary wodnej szybko spada wraz z wysokością – niskie chmury zawierają więc z reguły nawet 10–100 razy więcej wody niż chmury wysokie. Te ostatnie składają się z rzadko rozmieszczonych w przestrzeni kryształków lodu (rzadko – kropelek) i w związku z tym przepuszczają większość padającego na nie światła.

Oddziaływanie chmur z promieniowaniem

Chmury i promieniowanie słoneczne

Bardzo istotne dla albedo chmury jest to, czy składa się ona z kryształków lodu, czy z kropel, oraz rozmiar i koncentracja tych cząstek. Kryształki lodu bardzo skutecznie odbijają światło. Krople wody raczej odchylają bieg światła, niż je odbijają – tak więc padające z góry promienie słoneczne, rozpraszając się na kropelkach, nadal w większości będą biec w kierunku powierzchni Ziemi. O skuteczności rozpraszania światła decyduje też rozmiar kropli – małe krople rozpraszają światło bardziej wydajnie i bardziej równomiernie we wszystkich kierunkach. Z kolei kryształki rozmieszczone są na ogół rzadziej niż krople, w efekcie czego chmury wodne mają większe albedo i są bardziej „nieprzeźroczyste” niż chmury lodowe. Pewna część energii promieniowania jest także absorbowana, przy czym stosunek rozpraszania do absorpcji zależy od wielu różnych czynników.

Chmury i promieniowanie długofalowe (podczerwone)

W zakresie podczerwieni chmury są niemal ciałami doskonale czarnymi tak, że widmo promieniowania emitowanego przez nie zależy tylko od ich temperatury. Promieniowanie z górnych partii chmur ucieka w kosmos, bardzo ważna jest więc wysokość, na której znajduje się wierzchołek chmury. W typowych warunkach panujących w troposferze im wyżej, tym niższa jest temperatura. Wierzchołki chmur wysokich są zimne i emitują promieniowanie podczerwone właściwe dla niskich temperatur, chmury bliskie powierzchni Ziemi mają zaś temperaturę znacznie bliższą temperaturze powierzchni. Wyraźnie widać to na rysunku 4, pokazującej widma opuszczającego Ziemię promieniowania podczerwonego w zależności od zachmurzenia.

Na wykresie a) widzimy widmo dla bardzo niskich chmur warstwowych nimbostratus. Temperatura ich górnej powierzchni, leżącej na wysokości zaledwie 660 metrów jest niewiele niższa od temperatury powierzchni Ziemi – widmo promieniowania jest więc bardzo zbliżone do widma obserwowanego dla bezchmurnego nieba, co szczególnie wyraźnie widać w oknie atmosferycznym (porównaj z rysunkiem 3 w trzeciej części cyklu).

Na wykresie b) pokazano emisję z wyższych chmur stratus o górnej granicy na wysokości 2 km. W oknie atmosferycznym można zauważyć, że promieniowanie pochodzi z obszaru o temperaturze niższej niż w przypadku chmur niżej położonych, a w przestrzeń ucieka mniej energii.

Widmo pokazanej na wykresie c) chmury altostratus (mającej górną granicę na wysokości 3 km) jest charakterystyczne dla ciała o jeszcze niższej temperaturze – ucieczka energii w przestrzeń jest jeszcze mniejsza.

Chmury a–c) były chmurami optycznie grubymi (zupełnie nieprzezroczystymi), za to pokazana na wykresie d) chmura pierzasta cirrus jest niemal przeźroczysta (optycznie cienka, patrz też rysunek 2). Choć występuje na dużej wysokości, gdzie temperatura jest bardzo niska, w oknie atmosferycznym nie obserwujemy widma, którego można by oczekiwać, gdyby wypromieniowało je ciało o typowej dla takiej wysokości temperaturze 250 K. Dlaczego? Ponieważ większość promieniowania wyemitowanego z powierzchni Ziemi w długościach fal okna atmosferycznego przechodzi przez chmurę cirrus bez przeszkód – obserwujemy więc faktycznie promieniowanie pochodzące z powierzchni. A dlaczego temperatura w oknie atmosferycznym jest trochę niższa? Ponieważ pewna niewielka część promieniowania jest jednak pochłaniana przez chmurę i wypromieniowywana zgodnie z widmem ciała doskonale czarnego o temperaturze 250 K. Zaznacza się to w części widma odpowiadającej pasmu absorpcyjnemu pary wodnej (18 i więcej mikrometrów), gdzie wykres opada od linii 260 K (zielona) do 240 K (fioletowa).

Które chmury chłodzą, a które grzeją klimat?

Chmury niskie, składające się z licznych, stosunkowo gęsto rozmieszczonych kropli wody, w ciągu dnia silnie odbijają promieniowanie słoneczne. Mimo tego, że znacznie przyczyniają się do efektu cieplarnianego (para wodna to efektywny gaz cieplarniany), to sumarycznie rzecz biorąc, ich obecność schładza powierzchnię Ziemi.

Chmury wysokie z kolei, składające się co prawda z kryształków lodu, ale za to bardzo rzadko rozmieszczonych, słabiej odbijają padające promieniowanie krótkofalowe. Jednocześnie jednak skutecznie blokują ucieczkę promieniowania podczerwonego Ziemi w kosmos, co powoduje, że ich obecność efektywnie ogrzewa powierzchnię Ziemi.

Szacuje się, że wypadkowy wpływ chmur na bilans energii planety jest chłodzący – efekt podwyższenia albedo planety wynosi ok. 50 W/m² i przeważa nad zwiększeniem efektu cieplarnianego wynoszącym ok. 26 W/m² (Zhang i in., 2003).

Chmury niskie sprzyjają ochładzaniu, a wysokie ocieplaniu klimatu.

Zachmurzenie (podobnie jak zawartość pary wodnej w atmosferze) dostosowuje się do panujących w atmosferze warunków – temperatur, dostępności pary wodnej i jąder kondensacji. Zmiany zachmurzenia mają z punktu widzenia klimatu charakter sprzężenia zwrotnego – są wynikiem zmian stanu atmosfery powodowanych przez inne czynniki oraz mają wpływ na klimat.

Wpływ zmian natężenia promieniowania kosmicznego na chmury

Nie jest to istotny efekt, lecz raczej nagłośniona w mediach ciekawostka, pokazująca, że nie każda hipoteza okazuje się prawdziwa.

W latach dziewięćdziesiątych XX wieku Henrik Svensmark postawił hipotezę wiążącą ocieplenie klimatu z galaktycznym promieniowaniem kosmicznym i jego możliwym wpływie na chmury.

Opierała się ona na założeniu, że cząstki promieniowania mogą sprzyjać powstawaniu chmur, które z kolei odbijają promieniowanie słoneczne. A więc jeśli w wyniku wzmocnienia pola magnetycznego Słońca (co ma miejsce w okresach wzmożonej aktywności słonecznej) do Ziemi dociera mniej cząstek promieniowania kosmicznego, powinniśmy obserwować mniejsze zachmurzenie i zwiększone natężenie światła słonecznego, a co za tym idzie – silniejsze ogrzewanie naszej planety.

Badania wykazały jednak, że cząsteczki galaktycznego promieniowania kosmicznego nie mają dużego udziału w powstawaniu zachmurzenia. Można to wykazać na podstawie analizy danych pomiarowych. Podczas ostatnich pięciu dekad liczba cząstek galaktycznego promieniowania kosmicznego docierającego do Ziemi wraz ze spadkiem aktywności słonecznej rosła.

Gdyby hipoteza wpływu natężenia promieniowania kosmicznego na klimat była prawdziwa, wzrost intensywności promieniowania kosmicznego powinien powodować w tym czasie ochładzanie klimatu i szczególnie niskie średnie temperatury w ostatnich kilku latach. Tymczasem dzieje się coś przeciwnego: jednocześnie z dużymi natężeniami galaktycznego promieniowania kosmicznego obserwujemy rekordowo wysokie wartości średniej temperatury powierzchni Ziemi.

Ponadto, ponieważ w wysokich szerokościach geograficznych wahania natężenia promieniowania kosmicznego są znacznie większe niż w innych obszarach, gdyby promieniowanie kosmiczne silnie wpływało na chmury, należałoby oczekiwać większych zmian zachmurzenia w regionach polarnych. Niczego takiego nie zaobserwowano. Po wybuchu reaktora w Czarnobylu, w wyniku którego do atmosfery trafiła bardzo duża ilość powodujących jonizację radioaktywnych nuklidów, również nie stwierdzono wzrostu pokrywy chmur. Brak istotnego wpływu promieniowania na formowanie się chmur wykazał też prowadzony w CERN (Europejska Organizacja Badań Jądrowych, fr. Conseil Européen pour la Recherche Nucléaire) eksperyment „CLOUD”.

Warto też dodać, że blisko 40 tys. lat temu natura przeprowadziła eksperyment (tzw. zdarzenie Laschampa), w którym doszło do zamiany biegunów magnetycznych miejscami, a siła pola magnetycznego Ziemi podczas tego procesu spadła do zaledwie 5% obecnej. Natężenie promieniowania kosmicznego docierającego do powierzchni Ziemi wzrosło w związku z tym dwukrotnie, pozostawiając w rdzeniach lodowych ślady wzmożonej produkcji izotopów kosmogenicznych takich jak ¹⁰Be i ¹⁴C. Co wtedy się stało z klimatem?

Nic szczególnego.

Nie świadczy to oczywiście, że promieniowanie kosmiczne w ogóle nie wpływa na klimat – jednak jest to wpływ mało znaczący.

Czytaj dalej – o znaczeniu aerozolu atmosferycznego dla bilansu radiacyjnego 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 (5): Wpływ chmur 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.

Gdyby w atmosferze nie było gazów cieplarnianych, emitowane z powierzchni Ziemi promieniowanie podczerwone uciekałoby bez przeszkód w kosmos, a znajdujący się ponad atmosferą obserwator rejestrowałby widmo promieniowania ciała doskonale czarnego o temperaturze równej temperaturze powierzchni Ziemi.

W atmosferze znajdują się jednak gazy cieplarniane, które istotnie zmieniają sytuację. Powiedzmy, że jeden z nich, „gaz X” bardzo skutecznie absorbuje emitowane z powierzchni promieniowanie w pewnym zakresie długości fali. Oznacza to, że z atmosfery ziemskiej w kosmos ma szansę wydostać się w tym zakresie tylko to promieniowanie, które emitowane jest przez samą atmosferę, i to z dużych wysokości, powyżej których zawartość „gazu X” w kolumnie powietrza jest mała. Jak wyjaśniliśmy w pierwszej części cyklu, im wyżej znajduje się jakaś warstwa troposfery, tym niższą ma ona temperaturę. W opisanej sytuacji „kosmiczny obserwator” widziałby więc widmo promieniowania ciała o temperaturze niższej niż temperatura powierzchni Ziemi.

Wyobraźmy sobie też inny gaz cieplarniany, który występuje tylko w najniższych warstwach atmosfery. Obserwując z kosmosu promieniowanie Ziemi w charakterystycznych dla tego gazu długościach fali, rejestrowalibyśmy widmo typowe dla temperatury występującej na mniejszej wysokości – gdzieś pomiędzy temperaturą powierzchni Ziemi a temperaturą wyższych warstw atmosfery.

Jak wygląda widmo promieniowania ziemskiego?

Czy coś takiego rzeczywiście występuje? Przyjrzyjmy się widmu opuszczającego Ziemię promieniowania podczerwonego, które zaobserwowalibyśmy, unosząc się na wysokości 100 km nad bezchmurnymi tropikami (rysunek 2, niebieska linia). Pole poniżej tej linii odpowiada całkowitej wypromieniowanej energii (289,3 W/m²). Dodatkowo na wykresie zaznaczono kolorowymi liniami widma ciał doskonale czarnych o różnych temperaturach. Możesz potraktować je jako dodatkową siatkę pomagającą w odczytywaniu wykresu.

Okno atmosferyczne

Zwróćmy uwagę na te długości fali, dla których absorpcja przez obecne w atmosferze gazy cieplarniane jest bardzo słaba. To zakres 8-13 μm, nazywany „oknem atmosferycznym” (przez to „widmowe okienko” energia może uciekać z Ziemi, podczas gdy fale dłuższe i krótsze są zatrzymywane przez atmosferę). Wyjątek stanowi pasmo 9-10 μm, w którym promieniowanie pochłania ozon. Tak jak przewidywaliśmy, ograniczając się do tych długości fal, zaobserwujemy widmo ciała doskonale czarnego o temperaturze powierzchni Ziemi (trochę ponad 20 stopni Celsjusza, czyli 293 K – zwróć uwagę, że dla tych długości fal widmo promieniowania ziemskiego mieści się pomiędzy żółtą i czerwoną linią, odpowiadającym widmom ciał doskonale czarnych o temperaturach 280 K i 300 K).

Promieniowanie z poszczególnych warstw atmosfery

Przykładem gazu cieplarnianego obecnego w wysokich warstwach atmosfery jest dwutlenek węgla. Jest on dobrze wymieszany w atmosferze, a jego koncentracja praktycznie nie zależy od wysokości (patrz rysunek 9 w drugiej części cyklu). Jak można zobaczyć na rysunku 6 w drugiej części cyklu, dwutlenek węgla intensywnie pochłania promieniowanie w zakresie 14–16 μm. Czy widmo ziemskie w tych długościach fal odpowiada widmu ciała doskonale czarnego o niskiej temperaturze? Z dobrą dokładnością. Jak pokazuje nasz wykres, pokrywa się tu z widmem odpowiadającym temperaturze ok. 220 K (poniżej -50°C, linia jasnoniebieska).

Z kolei koncentracja pary wodnej szybko maleje z wysokością, spodziewamy się więc, że widmo promieniowania w długościach odpowiadających pasmom absorpcyjnym pary wodnej będzie pochodzić z niższej wysokości i tym samym będzie odpowiadać widmu ciała o wyższej temperaturze. I tak jest w rzeczywistości: pasmo absorpcji promieniowania przez parę wodną to 18–30 μm, a widmo ziemskie przebiega tu między widmem ciała o temperaturze 240 K (linia fioletowa) i 280 K (linia żółta).

Wiedząc, jak temperatura atmosfery zmienia się z wysokością, możemy na podstawie odczytanych przez nas z wykresu temperatur warstw powietrza, z których emitowane jest promieniowanie, obliczyć ich wysokości. Promieniowanie z pasma 14–16 μm (CO₂) zostało wyemitowane na wysokości kilkunastu kilometrów, a to z pasma 18–30 μm (H₂O) – kilku kilometrów.

Widmo promieniowania ziemskiego w różnych warunkach

W naszych artykułach najczęściej posługujemy się średnią temperaturą Ziemi, średnim profilem temperatury w atmosferze i średnim widmem promieniowania ziemskiego. Warto jednak pamiętać, że w rzeczywistości widma, które zaobserwujemy w różnych miejscach i o różnych porach roku będą się od siebie różnić.

Jeśli niebo jest bezchmurne, to przyglądając się z satelity widmu w zakresie okna atmosferycznego (obszar zaznaczony na wykresach rysunku 3 szarymi elipsami), łatwo oszacować panującą na powierzchni temperaturę. Z interesującą sytuacją mamy do czynienia zimą w rejonie subarktycznym – w tak niskich temperaturach koncentracja pary wodnej w atmosferze jest bardzo niska, absorpcja promieniowania podczerwonego przez parę wodną jest bardzo słaba, a na podstawie obserwacji widma w zakresie 18–30 μm (pasmo absorpcji pary wodnej) odczytamy temperaturę warstwy bardzo bliską temperaturze powierzchni.

Wpływ pary wodnej na efekt cieplarniany jest osłabiany przez szybki spadek jej koncentracji wraz z wysokością nad powierzchnią Ziemi (patrz rysunek 9 w drugiej części cyklu). Na małych wysokościach jest dużo pary wodnej, jednak temperatura jest tam zbliżona do tej na powierzchni – w rezultacie obecność pary nie zmienia istotnie widma i bilansu promieniowania. Z kolei na dużych wysokościach, gdzie widmo promieniowania odpowiada niskim temperaturom, pary wodnej jest już dużo mniej i jej znaczenie jako gazu cieplarnianego słabnie.

Wkład poszczególnych gazów w efekt cieplarniany

W tym miejscu chętnie powiedzielibyśmy ci, w jakim stopniu poszczególne gazy cieplarniane wpływają na widmo promieniowania Ziemi – który gaz odpowiada za ile procent efektu cieplarnianego. Niestety nie da się podać jedynie słusznej listy rankingowej. Różne gazy cieplarniane pochłaniają podczerwień na różnych długościach fal i z różną intensywnością, do tego pasma absorpcyjne różnych gazów zachodzą na siebie. Jeśli fale o danej długości mogą być pochłaniane przez gazy A i B, to znaczy, że cząsteczki tych gazów niejako „konkurują” o te same fotony. Usunięcie z atmosfery gazu A oznacza, że w sumie pochłonięte zostanie mniej promieniowania (spadnie liczba cząstek je absorbujących), ale jednocześnie cząsteczki gazu B będą miały większe szanse na spotkanie z fotonami (zniknie ich konkurencja), wzrośnie więc ilość promieniowania pochłanianego przez B. Nie mamy tu zatem do czynienia z prostym dodawaniem.

Dzięki modelom komputerowym możliwe jest rozpatrzenie wszystkich możliwych wariantów składu atmosfery, ale dla zrozumienia podstaw względnego znaczenia poszczególnych gazów, wystarczy odpowiedzieć tylko na dwa pytania, dotyczące skrajnych sytuacji:

1. jaką część strumienia promieniowania długofalowego pochłaniałaby atmosfera, gdyby usunąć dany gaz, a inne pozostawić bez zmian;

2. jaką część całkowitego strumienia promieniowania długofalowego pochłaniałby ten gaz, gdyby usunięto z atmosfery pozostałe gazy.

Zgodnie z tym, co napisaliśmy wyżej, ta druga wartość jest większa.

Uśredniając i zaokrąglając wartości z tabeli 1., możemy przyjąć w przybliżeniu, że średni wpływ pary wodnej na efekt cieplarniany (wraz z chmurami) w aktualnym stanie planety to 75%, wpływ dwutlenku węgla to 20%, a pozostałych gazów cieplarnianych – łącznie około 5%.

Po bliższym przyjrzeniu się działaniu gazów cieplarnianych i ich istotnej roli w kształtowaniu bilansu energetycznego planety warto zadać pytanie, czy i jak wpływa na niego obecność innych gazów w atmosferze, a szczególnie – dominujących w niej azotu i tlenu. Choć nie są one gazami cieplarnianymi, to mają całkiem duże znaczenie. Po pierwsze, dzięki nim ciśnienie na powierzchni Ziemi jest znacznie wyższe, co poszerza linie widmowe gazów cieplarnianych (patrz rysunki 6 i 7 w drugiej części cyklu). Po drugie, wskutek tzw. rozpaszania Rayleigha ich cząsteczki rozpraszają i odbijają w kosmos znaczącą część docierającego do Ziemi promieniowania słonecznego. Na ile znaczącą? Z padających na szczyt atmosfery średnio 340 W/m2 odbijane jest w ten sposób około 25 W/m2 (głownie nadfiolet i światło niebieskie).

Czytaj dalej – o tym jak zmiana koncentracji gazów cieplarnianych wpływa na bilans energetyczny 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 (3): Gazy cieplarniane a widmo promieniowania Ziemi appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Bardzo ważną cechą atmosfery jest to, że jest ona niemal przezroczysta dla słonecznego promieniowania krótkofalowego i niemal nieprzezroczysta dla promieniowania długofalowego wypromieniowywanego przez powierzchnię Ziemi (patrz Efekt cieplarniany – jak to działa). To właśnie temu zjawisku zawdzięczamy istnienie efektu cieplarnianego oraz sprzyjającą rozwojowi życia temperaturę powierzchni Ziemi.

Przeważająca część gazów znajdujących się w ziemskiej atmosferze, w tym azot i tlen, nie pochłania ani nie emituje promieniowania długofalowego – jest więc dla niego przezroczysta. Na rysunku 2 po lewej stronie pokazane są cząsteczki gazów niepochłaniających i nieemitujących promieniowania długofalowego, po prawej zaś stronie cząsteczki gazów pochłaniających je i emitujących. Przyjrzyj się cząsteczkom z obu grup. Dostrzegasz różnicę między nimi?

Promieniowania długofalowego nie pochłaniają i nie emitują cząsteczki składające się z dwóch identycznych atomów oraz pojedyncze atomy (atomy gazów szlachetnych, takich jak hel czy argon w ogóle nie wchodzą w reakcje chemiczne i nie tworzą cząsteczek – dlatego zresztą zyskały nazwę gazów szlachetnych).

Choć cząsteczki składające się z dwóch różnych atomów (jak np. tlenek węgla CO lub chlorowodór HCl) mają widma pozwalające na absorpcję i emisję promieniowania długofalowego, to cząsteczki te ze względu na ich wysoką reaktywność i rozpuszczalność mają bardzo krótki czas życia w atmosferze i nie przyczyniają się w znaczącym stopniu do efektu cieplarnianego – można je więc pominąć.

Znajdujące się w atmosferze cząsteczki gazów cieplarnianych składają się z trzech i więcej atomów.

Czemu to ma znaczenie? Ruchy cząsteczek a pochłanianie podczerwieni

Cząsteczki składają się z atomów, które z kolei składają się z masywnych, dodatnio naładowanych jąder atomowych oraz lekkich, ujemnie naładowanych elektronów. Najprostszy opis atomu (model Bohra) przedstawiał atomy jako masywne jądro i elektrony krążące wokół niego po swoich orbitach, podobnie jak planety wokół Słońca. Model ten nie jest jednak właściwy ze względu na dualną, korpuskularno-falową naturę elektronów. Obecnie atom przedstawiany jest więc jako skupiające praktycznie całą masę jądro, otoczone rozmytą chmurą elektronów.

Dodatnio naładowane jądra atomów zawsze się odpychają, jednak uwspólnienie elektronów przez atomy może prowadzić do korzystnej konfiguracji energetycznej – w takiej sytuacji jądra atomowe utrzymują się w pewnej odległości od siebie, tworząc cząsteczkę. Nazywamy to wiązaniem chemicznym. Można je porównać do sprężyny mającej na końcach dwa jądra atomowe, która umożliwia im pewną swobodę przybliżania się i oddalania od siebie. Takie ich drgania nazywamy oscylacjami.

Pobudzenie cząsteczek do drgań

Oscylację cząsteczki mogą pobudzić drgania pola elektrycznego związane z promieniowaniem elektromagnetycznym – o ile mają częstotliwość odpowiednią dla tego konkretnego zestawu atomów. W ten sposób energia promieniowania zostaje pochłonięta przez cząsteczkę. Mechanizm przekazywania energii jest przy tym dwustronny – z jednej strony energia może być zaabsorbowana przez cząsteczkę (oscylator), a z drugiej może też zostać z niej wyemitowana w formie promieniowania. Cząsteczka pochłania i emituje energię w tych samych długościach fal. Informację o tym, jakie długości fali pochłania i emituje wybrany związek lub mieszanina, nazywamy widmem absorpcyjno-emisyjnym.

W cząsteczkach składających się z dwóch takich samych atomów (na przykład N₂ czy O₂) rozkład ładunków jest symetryczny – zmiany pola elektromagnetycznego nie wzbudzają więc niesymetrycznych drgań czy obrotów pola elektrycznego takiej cząsteczki. Energia kwantów promieniowania podczerwonego jest zbyt mała, żeby wzbudzić drgania symetryczne, więc azot, tlen (i inne gazy składające się z dwóch takich samych atomów) nie pochłaniają promieniowania w tym zakresie, nie są więc gazami cieplarnianymi.

W cząsteczkach niesymetrycznych w rozkładzie ładunków występuje nierównowaga – jedna strona cząsteczki ma niewielki ładunek dodatni, druga zaś niewielki ujemny (taki układ nazywamy dipolem elektrycznym). Przykładem są molekuły wody.

Drgania takiej cząsteczki, a także jej obracanie (rotacja), a przy cząsteczkach wieloatomowych rozciąganie i zginanie, oznaczają zmiany pola elektrycznego w ich otoczeniu. Odpowiednio, zmiany zewnętrznego pola elektrycznego wzbudzają oscylacje i rotacje cząsteczek. To, jakie drgania i obroty wykonuje cząsteczka, nazywamy jej stanem oscylacyjno-rotacyjnym. Do wzbudzenia wielu stanów oscylacyjno-rotacyjnych wystarcza stosunkowo niewielka energia kwantów promieniowania podczerwonego.

Promieniowanie podczerwone mogą też pochłaniać cząsteczki wieloatomowe nie będące dipolami (apolarne), np. molekuły CO₂, które mają kształt linii prostej z atomem węgla pośrodku i dwoma atomami tlenu na obu końcach. Obrót takiej cząsteczki lub rozciąganie symetryczne nie powodują zmiany ładunku, jednak rozciąganie asymetryczne i zginanie powodują polaryzację.

Widma absorpcyjne gazów cieplarnianych (oscylacyjno-rotacyjne)

W rezultacie nakładania się na siebie wielu różnych rodzajów rotacji i drgań cząsteczki gazów takich jak H₂O czy CO₂ mają wiele możliwych stanów energetycznych. Cząsteczki mogą zmieniać swój stan energetyczny, absorbując bądź emitując fotony o energii odpowiadającej różnicy energii związanych z poszczególnymi stanami. Inaczej mówiąc, cząsteczki takie mają rozbudowane widma absorpcyjno-emisyjne i oddziałują z promieniowaniem w szerokim zakresie częstotliwości. Dla podkreślenia, że absorpcja (lub emisja) promieniowania jest związana ze zmianami stanów oscylacyjno-rotacyjnych cząsteczek (a nie innymi zjawiskami zachodzącymi wewnątrz nich), używa się czasem określenia „widmo oscylacyjno-rotacyjne”. Cząsteczki gazów cieplarnianych składają się z trzech i więcej atomów, bo tylko takie cząsteczki mają widma oscylacyjno-rotacyjne pozwalające na absorpcję i emisję promieniowania podczerwonego.

Linie i pasma absorpcyjne

Z powodów historycznych mówimy o liniach spektralnych, odpowiadających długościom fali, w których jakiś ośrodek – na przykład atmosfera ziemska albo atmosfera Słońca czy innej gwiazdy – pochłania promieniowanie elektromagnetyczne. Dwutlenek węgla, który jest cząsteczką trójatomową, ma skomplikowane widmo oscylacyjno-rotacyjne składające się z tysięcy linii widmowych. W interesujących nas okolicach – czyli dla fal o długościach charakterystycznych dla promieniowania ziemskiego czy promieniowania termicznego atmosfery – wygląda ono tak:

Nawet jednak taki obraz nie oddaje całej złożoności aspektów pochłaniania promieniowania. W rzeczywistości każda z linii widmowych jest „poszerzona”: molekuła może pochłonąć nie tylko fale konkretnej długości, ale też fale długości trochę mniejszej lub większej. Poszerzone linie widmowe często łączą się z innymi blisko położonymi, tak że zamiast o jednej konkretnej długości fal pochłanianych przez jakąś substancję, wygodniej jest mówić o ich zakresie. Taki zakres nazywamy pasmem absorpcji.

Poszerzenie linii widmowych – co za nie odpowiada?

Poszerzenie linii widmowych jest wynikiem współdziałania kilku zjawisk.

Po pierwsze, stan energetyczny cząsteczki (na który składają się jej energia kinetyczna związana z przemieszczaniem się, oscylacjami i rotacjami oraz energia potencjalna elektronów na powłokach atomowych), nie jest jednoznacznie określony. Gdybyśmy wzięli dużą liczbę takich samych cząsteczek i nadali im taką samą prędkość, drgania i rotacje, nie miałyby one identycznych energii, lecz leżałyby one w wąskim przedziale wartości. To jedna z sytuacji, w których znaczenie ma zasada nieoznaczoności Heisenberga, o której możesz się więcej dowiedzieć z podręcznika do mechaniki kwantowej. Dla nas jest istotne, że skoro energia cząsteczek w poszczególnych stanach nie jest jednoznacznie określona, to również różnice energii pomiędzy stanami są rozmyte (czyli są różne, choć bardzo do siebie zbliżone). To z kolei oznacza, że cząsteczki mogą emitować i pochłaniać promieniowanie z pewnego zakresu wokół linii widmowej.

Po drugie, poszczególne cząsteczki dwutlenku węgla czy pary wodnej w atmosferze, nawet jeśli oscylują i rotują w ten sam sposób, to jednocześnie poruszają się w przestrzeni w różne strony i z różnymi prędkościami, chaotycznie. Oznacza to, że dzięki efektowi Dopplera ta sama fala ma z punktu widzenia poszczególnych molekuł trochę różne długości. Oznacza to również, że nawet fala mająca długość odbiegającą trochę od „idealnej” różnicy pomiędzy stanami energetycznymi, może zostać pochłonięta – wystarczy, że trafi na cząsteczkę poruszającą się z odpowiednią prędkością. W atmosferze zjawisko to jest szczególnie istotne na dużych wysokościach, zwłaszcza w termosferze, gdzie cząsteczki miewają wystarczająco duże prędkości.

Trzecim efektem jest tak zwane „poszerzenie ciśnieniowe”. Jest ono konsekwencją zderzeń pomiędzy cząsteczkami. Zderzenia są tym bardziej prawdopodobne, im większe jest ciśnienie gazu. Pozwalają molekułom pochłaniać fotony nieidealnie dopasowane do różnicy energii pomiędzy stanami oscylacyjno-rotacyjnymi – nadmiar energii może być bowiem oddany innej cząsteczce przy okazji zderzenia. Na różnych wysokościach, na których panują różne ciśnienia, zjawisko to ma zróżnicowany wpływ – najistotniejszą rolę odgrywa ono w najniższych partiach atmosfery, gdzie panują najwyższe ciśnienia.

Procesy pochłaniania i emisji promieniowania są na tyle złożone, że nie da się ich opisać tak prostym wzorem jak dla modelu szyby (patrz: Efekt cieplarniany – jak to działa?). Na szczęście są to zjawiska, które stosunkowo łatwo bada się eksperymentalnie, mamy więc obszerną wiedzę na ich temat, a do prowadzenia obliczeń wykorzystać możemy komputery.

Wiecie, kto badał gazy cieplarniane?

Znaczna część naszej wiedzy o szczegółach widma absorpcyjnego CO₂ i wielu innych gazów cieplarnianych pochodzi z programów badawczych zainicjowanych w czasach zimnej wojny i wyścigu zbrojeń między USA a ZSRR. Częściowo były to badania o charakterze podstawowym, ale celem niektórych było rozwiązanie problemów takich jak np. naprowadzanie pocisków przeciwlotniczych, wykrywanie startów międzykontynentalnych rakiet balistycznych czy projektowanie wysokoenergetycznych laserów zdolnych do ich niszczenia.

Skorzystała na tym fizyka atmosfery i astronomia podczerwona, bo nikt nie chciałby pomylić ataku nuklearnego z chmurami albo bombowca strategicznego z meteorem. W szczególności, powszechnie używana dzisiaj przez klimatologów, planetologów i astronomów baza linii spektralnych HITRAN, z której pochodzą dane prezentowane np. na ilustracji 6, powstała w laboratorium badawczym sił powietrznych Stanów Zjednoczonych w Hanscom.

W kolejnym artykule przyjrzymy się temu, jak pochłanianie promieniowania przez gazy cieplarniane wpływa na widmo opuszczającego Ziemię promieniowania, jak zmienia ono bilans radiacyjny planety i temperaturę jej powierzchni. Aby dobrze to zrozumieć, przyda nam się jeszcze informacja o tym, gdzie w atmosferze występują poszczególne gazy.

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 (2): Gazy cieplarniane i ich cechy appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.