Efekt cieplarniany

z naszych lekcji
Efekt cieplarniany
czy chłodzenie aerozolowe?
Krzysztof Markowicz
Efekt cieplarniany
Zjawisko efektu cieplarnianego
jest związane z tzw. zwrotnym promieniowaniem długofalowym, które dociera do powierzchni Ziemi.
Jest ono wynikiem wcześniejszej
absorpcji promieniowania poprzez
gazy cieplarniane zawarte w atmosferze. Efekt ten jest w głównej
mierze efektem naturalnym, który istnieje na Ziemi od momentu
pojawienia się w atmosferze pary
wodnej, CO2 i pozostałych gazów
cieplarnianych. Bez efektu cieplarnianego nie rozwinęłoby się prawdopodobnie życie na Ziemi w takiej formie, w jakiej je dziś znamy,
gdyż temperatura byłaby dużo niższa niż obecnie. Jak bardzo zimno
byłoby bez efektu cieplarnianego,
trudno precyzyjnie stwierdzić, ale
różne szacunki mówią o ok. 30°.
Najważniejszym gazem cieplarnianym jest para wodna, która odpowiada za ok. 70% efektu
cieplarnianego. Dwutlenek węgla
przyczynia się do ok. 20%, ale wielkości te różnią się w zależności od
tego, jak zdefiniujemy ten efekt
[1]. Gazy cieplarniane mają bardzo zróżnicowaną efektywność,
co związane jest z ich zawartością
w atmosferze i strukturą widmową pochłaniania promieniowania.
Najbardziej efektywne są fluoropochodne, a w dalszej kolejności
metan i podtlenek azotu, najmniej
zaś dwutlenek węgla i para wodna
(rys. 1)
W przypadku pary wodnej najważniejszą rolę odgrywają pasma
równe ok. 6,3 mm oraz powyżej 20
mm. Największa absorpcja dwutlenku węgla przypada na ok. 15
mm. W zakresie tym pasma absorpcyjne CO2 i H2O częściowo się pokrywają, co powoduje, że koncentracja CO2 wpływa na wymuszanie
radiacyjne pary wodnej, a koncentracja pary wodnej na wymuszanie
radiacyjne CO2. W obszarach spektralnych, gdzie pasma absorpcyjne
osiągają swoje maksima, oba gazy
wykazują logarytmiczną zależność od koncentracji. Tym samym
zwiększenie zawartości tych gazów
nie powoduje dużego wzrostu absorpcji promieniowania. W przypadku fluoropochodnych czy me-
tanu zawartość tych gazów jest tak
mała, że niewielka zmiana prowadzi do dużych różnic w wymuszaniu radiacyjnym.
Rys. 1. Zależność wymuszania radiacyjnego od koncentracji gazów cieplarnianych
Wyznaczenie wymuszania radiacyjnego jest zadaniem stosunkowo prostym. Do tego celu służą
modele transferu promieniowania w atmosferze, które pozwalają
rozwiązać równania określające
oddziaływanie
promieniowania
z materią przy wykorzystaniu bazy
danych
opisującej
własności
optyczne wszystkich gazów atmosferycznych. Przybliżoną wartość wymuszania radiacyjnego dla
dwutlenku węgla można wyznaczyć ze wzoru:
Fizyka w Szkole 5/2013
25
z naszych lekcji
∆F = 5,35ln
C
2
[W/m ],
C0
(1)
dla freonu (CNC-11) zaś ze wzoru:
2
∆F = 0,25(C – C0) [W/m ],
(2)
gdzie C0 i C są koncentracjami gazów w ppm dla CO2 oraz ppb dla
freonu w stanie podstawowym i zaburzonym.
Wymuszanie radiacyjne CO2
liczone względem koncentracji
z roku 1750 (przed rewolucją przemysłową), wynoszącej 280 ppmv,
a obecną wartością 395 ppmv, wy2
nosi 185 W/m . Uwzględniając wymuszanie radiacyjne pochodzące od
pozostałych gazów cieplarnianych,
2
otrzymujemy wartość ok. 3 W/m .
Zakładając, że zmiany temperatury
są liniową funkcją wymuszania radiacyjnego:
∆T = α∆F,
(3)
gdzie parametr wrażliwości na
zmiany klimatyczne α równy jest
2
0,7 W/m , otrzymujemy zmianę
temperatury związaną z rosnącym
efektem cieplarnianym na poziomie ok. 2,1 K.
Tymczasem obserwowany wzrost
temperatury w tym okresie wynosi
ok. 0,8 K. Wyznaczona w ten sposób
wartość zmiany średniej globalnej
temperatury odnosi się do warunków równowagi, która nie została
osiągnięta. Bezwładność oceanu
odpowiada za pochłonięcie ok.
26
Fizyka w Szkole 5/2013
2
0,6 W/m , co odpowiada ogrzewaniu
wody o ok. 0,4–0,5 K. Oszacowano, że ogrzewanie na poziomie ok.
0,2 K wynika ze zmian naturalnych, jednak nadal pozostaje 1,1 K
(2,1 + 0,2 – 0,45 – 0,8). Głównym
czynnikiem odpowiedzialnym za
mniejsze ogrzewanie klimatu jest
aerozol atmosferyczny.
Rola aerozoli
Aerozole to bardzo małe zanieczyszczenia stałe lub ciekłe emitowane do atmosfery wskutek procesów naturalnych, ale również przez
działalność człowieka. Główne
naturalne źródła aerozoli to pustynie, wulkany, pożary lasów oraz powierzchnie mórz i oceanów. Emisje
antropogeniczne to przede wszyst-
kim procesy spalania. Poza emisjami aerozoli ważną klasę stanowią
emisje ich prekursorów, czyli gazów
takich jak SO2 czy NO2 (zasadniczo
NOx). Gazy te podlegają reakcjom
chemicznym w atmosferze, tworząc
odpowiednio kropelki kwasu siarkowego i azotowego. Skutki tego
typu reakcji były widoczne w Polsce 20–30 lat temu, gdy w rejonach
Karkonoszy doszło do poważnych
zmian w drzewostanie, wywołanych
kwaśnymi deszczami.
Aerozole oddziałują na klimat
w sposób bezpośredni i pośredni
(rys. 2). Pierwszy efekt polega na
oddziaływaniu aerozolu na transfer
promieniowania (głównie słonecznego) w atmosferze, drugi zaś na
oddziaływaniu na własności mikrofizyczne chmur. Oba efekty prowadzą w skali globu do ujemnego wymuszania radiacyjnego na poziomie
2
ok. –1,2 W/m . Wartość ta obarczona jest dużym błędem będącym odzwierciedleniem stosunkowo małej
wiedzy na temat wpływu aerozolu
na klimat. Spowodowane jest to
w głównej mierze niejednorodnością rozkładu i zmiennością własności fizycznych aerozoli wywołaną
zróżnicowaniem czasoprzestrzennym źródeł emisji oraz procesów
transportu i depozycji aerozolu. Dodatkowa niepewność oszacowania
oddziaływania aerozoli na system
klimatyczny wynika z niedostatecznej ilości i jakości pomiarów.
z naszych lekcji
Rys. 2. Różne mechanizmy oddziaływania aerozolu na klimat
Wpływ bezpośredni aerozolu na
klimat jest związany z procesami
rozpraszania i absorpcji promieniowania na cząstkach zanieczyszczeń. Obecność tych cząstek w atmosferze prowadzi do redukcji
promieniowania słonecznego dochodzącego do powierzchni Ziemi.
Wpływ aerozoli na bilans energii
na górnej granicy atmosfery nie
jest już tak oczywisty.
Załóżmy na moment, że obserwujemy z Kosmosu fragmenty powierzchni Ziemi, która ma zerowe
albedo (niezłym przybliżeniem
jest ocean, którego albedo wynosi
ok. 2%). Rozważmy przypadek atmosfery pozbawionej aerozoli oraz
atmosfery zawierającej aerozole.
W pierwszym przypadku promieniowanie słoneczne wychodzące
w Kosmos ma niewielką wartość,
bo jedynie niewielka część promieniowania słonecznego jest rozproszona wstecznie na molekułach
powietrza. W drugim przypadku
warstwa aerozolu zwiększa promieniowanie rozproszone wstecznie.
Tym samym system klimatyczny odbija w Kosmos więcej energii. Mówimy wówczas o wzroście
albeda planetarnego i o ujemnym
wymuszaniu radiacyjnym. Rozważmy drugi skrajny przypadek – powierzchni Ziemi pokrytej śniegiem.
Załóżmy, że albedo śniegu wynosi
100%. W tym przypadku pojawiający się aerozol powoduje spadek
promieniowania
rozproszonego
w przestrzeń kosmiczną. Wynika to
z faktu, że większość fotonów pokonuje warstwę aerozolu dwukrotnie
(w drodze do powierzchni Ziemi
i po odbiciu się od niej).
Tym samym nawet niewielka
zawartość aerozoli absorbujących
prowadzi do pochłaniania promieniowania i w konsekwencji do redukcji promieniowania rozpraszanego wstecznie. W tym przypadku
albedo planetarne maleje, a wymuszanie radiacyjne związane z obecnością aerozolu jest dodatnie.
Pomimo że przedstawiony model jest bardzo prosty, to jednak
uzyskane wyniki są zgodne z bardziej realistycznymi obliczeniami
oraz z wynikami obserwacji satelitarnych. To, z jakim efektem
mamy do czynienia oraz jaka jest
bezwzględna wartość wymuszania
radiacyjnego, zależy nie tylko od
tego, jakie jest albedo powierzchni Ziemi, ale również od własności
optycznych aerozoli.
W szczególności od relacji pomiędzy współczynnikiem absorpcji i rozpraszania aerozoli. Średnio
możemy przyjąć, że na 100 fotonów
oddziałujących z aerozolami ok. 95
jest rozpraszanych, a tylko 5 absorbowanych. Niewielka zmiana
tej proporcji zmienia znak wymuszania radiacyjnego, a tym samym
wpływ na klimat.
W oddziaływaniu pośrednim aerozolu na klimat wyróżniamy dwa
efekty (rys. 2). Pierwszy, zwany
także efektem Twomeya, związany jest z oddziaływaniem aerozoli
będących jądrami kondensacji na
widmo kropel chmurowych.
Jądra kondensacji stanowią zarodzie powstającej kropelki wody.
Rozważmy dwie chmury tworzące się w identycznych warunkach
termodynamicznych, ale różniące
się zawartością aerozoli. Pierwsza
chmura rozwija się w powietrzu
czystym, a druga w powietrzu silnie
zanieczyszczonym. Chmury te różnią się ilością kropelek wody w ten
sposób, że wyższa koncentracja wystąpi w chmurze zanieczyszczonej.
Konsekwencją tego stanu rzeczy będzie różnica pomiędzy
wielkościami kropelek. Kropelki
w chmurze czystej będą większe
niż w chmurze zanieczyszczonej,
gdyż skondensowana woda w obu
przypadkach jest identyczna. Na
podstawie własności optycznych
kropelek wody wiemy, że chmury składające się z większej ilości
mniejszych kropel mają wyższe
albedo niż chmury czyste (rys. 3).
Chmury o wyższym albedzie
mają ujemne wymuszanie radiacyjne, a więc ochładzają klimat.
Drugi efekt pośredni związany jest
z czasem życia chmur. W chmurach wodnych głównym mechanizmem odpowiedzialnym za powstanie kropel jest ich koagulacja, czyli
łączenie wyniku zderzeń. W przypadku kropel małych efektywność
łączących się drobin wody w więk-
Fizyka w Szkole 5/2013
27
z naszych lekcji
sze krople jest niska ze względu
na duże napięcie powierzchniowe
(kropelki odbijają się od siebie).
Skutkuje to ich dłuższym życiem
i tym samym dłuższym oddziaływaniem na system klimatyczny.
Ponadto wyróżnia się jeszcze tzw.
półbezpośredni efekt (semi-direct
effect), który związany jest z wpływem silnie absorbujących aerozoli
(głównie sadzy) na chmury. Absorpcja promieniowania słonecznego przez te cząstki prowadzi do
parowania i zaniku chmury.
Przedstawione mechanizmy oddziaływania pośredniego na klimat
nie są jedynie teoretyczną hipotezą,
lecz procesami fizycznymi obserwowanymi w przyrodzie. Klasycznym przykładem są ślady statków
na zdjęciach satelitarnych. Przepływające statki emitują do atmosfery
aerozole higroskopijne, które dostają się do niskich chmur i modyfikują ich własności optyczne (rys. 4).
Widzimy, że chmury zmodyfikowane przez emisje antropogeniczne
są jaśniejsze, a więc odbiją więcej
promieniowania słonecznego w Kosmos. Nie mamy dziś wątpliwości
co do wpływu aerozolu na klimat.
Jedynym problemem jest precyzyjne oszacowanie wszystkich efektów
aerozolowych.
Podsumowanie i perspektywy
Aktualny stan wiedzy na temat
zmian klimatu na Ziemi i procesów
fizycznych odpowiedzialnych za
te zmiany jest dość spójny. Modele klimatu wskazują, że obecnych
zmian temperatury powietrza nie
da się wytłumaczyć, biorąc pod
uwagę jedynie czynniki naturalne.
Dopiero uwzględnienie czynników
antropogenicznych, głównie gazów
cieplarnianych i aerozoli, zbliża
wyniki modeli klimatu do zaobserwowanych zmian temperatury.
Występujące w ostatnich ok. 20–30
latach przyspieszenie w ocieplaniu się klimatu jest spowodowane
z jednej strony coraz większą emisją gazów cieplarnianych do atmosfery, a z drugiej redukcją emisji aerozoli.
28
Fizyka w Szkole 5/2013
Rys. 3. Wpływ chmur zawierających duże i małe ilości
jąder kondensacji na albedo chmury
Źródło: http://terra.nasa.gov/FactSheets/Aerosols/
Odkryte kilka lat temu zjawiska
globalnego zaciemnienia (global
dimming) oraz pojaśnienia (global
brightening) przyczyniły się do
zmian w trendach średniej temperatury na Ziemi. Oba zjawiska
związane są ze zmianą zawartości
aerozoli w atmosferze. Globalne
zaciemnienie przypada na lata
1960–1980, kiedy to emisja aerozoli
była największa w historii ludzkości. Zawarte w atmosferze aerozole
zredukowały promieniowanie słoneczne dochodzące do powierzchni
Ziemi o kilka procent. Po roku 1980
głównie w krajach europejskich
i USA wprowadzono nowe technologie i zaczęto ograniczać emisję pyłów. Dzięki temu jakość powietrza
zaczęła się poprawiać. Wraz z redukcją emisji aerozoli rośnie antropogeniczne wymuszanie radiacyjne, co skutkuje coraz szybszym
wzrostem temperatury na Ziemi.
Nie dotyczy to jednak wszystkich
regionów świata. Najbardziej zanieczyszczonym rejonem są obecnie południowo-wschodnie tereny
Azji (Chiny i Indie), gdzie żyje ponad 2,5 mld ludzi. W tych obsza-
Rys. 4. Ślady statków nad wschodnim Pacyfikiem uzyskane z detektora AVHRR umieszczonego na satelicie NOAA
z naszych lekcji
rach aerozole znacząco ograniczają
ogrzewanie systemu klimatycznego
przez gazy cieplarniane.
Mimo że modele klimatu potrafią odtworzyć jego zmiany, jakie
miały miejsce na Ziemi w przeszłości, to jednak prognozowanie zmian
jest dużo trudniejsze. Nie sposób
dziś przewidzieć, jaki będzie poziom emisji zanieczyszczeń za 10
czy 20 lat, a co dopiero za 100 lat.
Ponadto nie wiemy, kiedy nastąpią
wybuchy wulkanów i jak intensywne będą oraz kiedy nasza gwiazda
obniży swoje maksimum do poziomu porównywalnego z minimum
Maundera. Wszystko to sprawia, że
modeluje się zmiany klimatu według określonych scenariuszy. Rozważa się różne scenariusze rozwoju
cywilizacji i na ich podstawie szacuje się emisję zanieczyszczeń. Według takich przewidywań na Ziemi
za 100 lat będzie cieplej o ok. 2–4 K
przy założeniu, że nie będzie wybuchu dużych wulkanów, a aktywność
słoneczna utrzyma się na obecnym
poziomie.
dr hab. Krzysztof Markowicz
Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki, Uniwersytet Warszawski
LITERATURA
[1] Lacis A.A., Schmidt G.A.,
Rind D., Ruedy R.A., Atmospheric
CO2: Principal control knob
governing Earth’s temperature,
Science 2010, 330, s. 356–359.
Fizyka w Szkole 5/2013
29