Fizyka Pogody i Klimatu, wiosna 2011, wykład 1
advertisement
Fizyka Pogody i Klimatu, wiosna 2011, wykład 1 Szymon Malinowski Budowa i skład atmosfery, domieszki, ozon, podział na warstwy. Bilans energetyczny atmosfery, transport ciepła, cyrkulacje atmosferyczne i oceaniczne, cyrkulacja globalna. Atmosfery planetarne a atmosfera Ziemi Wszystkie planety w Układzie Słonecznym są otoczone powłokami gazowymi, tzw. atmosferami. Atmosfery powstały razem z planetami podczas formowania się Układu Słonecznego, a ich obecna postać jest funkcją składu początkowego planety, jej masy, odległości od Słońca oraz historii jej „życia”. Choć atmosfery planet różnią się pod wieloma względami, mają też pewne cechy wspólne. Atmosfery oddziałują z powierzchniami swoich planet, wpływają na nie także zjawiska zachodzące na Słońcu. Choć w naszej skali czasu atmosfera Ziemi zmienia się nieznacznie, w geologicznej czy kosmicznej skali zmienność jej składu, cyrkulacji, temperatury jest bardzo duża. Atmosfery planetarne, w tym atmosfera ziemska ziemska ulegają więc ewolucji. Pierwotna atmosfera ziemska powstała prawdopodobnie podczas formowania się naszej planety i innych planet z tzw. dysku akrecyjnego. Składała się głownie z wodoru i metanu obecnych w materii, z której powstała Ziemia. W dalszych etapach ewolucji naszej planety gazy rozpuszczone w magmie wydobywały się z niej zmieniając skład pierwotnej atmosfery. Przypuszcza się, że skład tych gazów był podobny do składu dzisiejszych gazów wulkanicznych (CO2, N2, H2O). Następnie, podczas ochładzania Ziemi, para wodna kondensowała i wypadała w postaci deszczu tworząc hydrosferę. Tlen O2, który jest teraz jednym z głównych składników atmosfery, powstał bądź procesie fotosyntezy po pojawieniu się życia w oceanach, bądź w procesie fotodysocjacji pary wodnej w wyższych warstwach atmosfery pod wpływem promieniowania nadfioletowego. Wodór, powstający w trakcie tego procesu jako najlżejszy składnik gazowy łatwo uciekał w przestrzeń kosmiczną. Atmosfera jest nadzwyczaj cienką w stosunku do rozmiarów globu powłoką gazową pokrywającą kulę ziemską i obracającą się wraz z nią. Jak cienka i delikatna jest atmosfera można sobie łatwo uzmysłowić, porównując ją z hydrosferą. Wszyscy pamiętamy ze szkoły, że ciśnienie atmosferyczne odpowiada 10 metrom słupa wody. Innymi słowy, gdyby powietrze miało taką gęstość jak woda, grubość atmosfery wynosiłaby zaledwie 10m! Ocean, który pokrywa niemal ¾ globu ma średnią głębokość około 3.9 km, co przekłada się na trzykilometrową warstwę wody rozlanej po całej planecie. Własności fizyczne i skład atmosfery Ziemi Atmosfera Ziemi nie jest jednorodna, a jej własności fizyczne silnie zmieniają się z wysokością. Na powierzchni Ziemi średnie ciśnienie na poziomie morza wynosi 1013,25 hPa, gęstość powietrza jest tak duża (około1,2 kg/m3), że dobrze rozchodzi się w nim dźwięk (czyli fala sprężysta), a silny opór aerodynamiczny występuje nawet przy niewielkich prędkościach poruszających się obiektów. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie powietrza gwałtownie maleje i na poziomie około 5 km wynosi już tylko połowę ciśnienia na poziomie morza, na wysokości 20 km spada do 10% wartości na poziomie morza, a na wysokości 100 km do 0,000001 tej wartości. Podobnie spada z wysokością gęstość i o sztucznych satelitach Ziemi orbitujących na trwałych orbitach na wysokości stukilkudziesięciu kilometrów mówi się, że znajdują w pustce kosmicznej. Tak naprawdę satelity te znajdują się w górnych warstwach atmosfery, w których koncentracja cząsteczek gazów atmosferycznych jest niewielka i które nie stawiają praktycznie żadnego oporu poruszającym się obiektom. Całą atmosferę można podzielić na warstwy w zależności od pionowego profilu temperatury na: troposferę, stratosferę, mezosferę i termosferę, lub w zależności od składu chemicznego na: homosferę, w której skład powietrza nie zmienia się z wysokością (z wyjątkiem pary wodnej, ozonu i dwutlenku węgla), oraz heterosferę, w której skład powietrza zmienia się wraz z wysokością; rozróżnia się też warstwy odznaczające określonymi właściwościami fizycznymi czy chemicznymi, tj. ozonosferę, jonosferę, egzosferę, magnetosferę. EGZOSFERA TERMOSFERA JONOSFERA MEZOSFERA OZONOSFERA STRATOSFERA TROPOSFERA Atmosfera ziemska to mieszanina gazów z domieszką cząstek stałych i ciekłych (aerozol atmosferyczny). Wśród składników mieszaniny rozróżnia się gazy, których zawartość w mieszaninie nie zmienia się do wysokości kilkudziesięciu kilometrów (składniki trwałe i wolnozmienne), i gazy, których zawartość zależy od procesów zachodzących lokalnie w pewnych rejonach atmosfery. Najbardziej zmiennym składnikiem atmosfery jest woda, która występuje tu we wszystkich trzech stanach skupienia, a jej koncentracja waha się w granicach od 0 do 4%. http://scrippsco2.ucsd.edu/ http://zipcodezoo.com/Trends/Trends%20in %20Atmospheric%20Methane.asp Składnik Koncentracja Przeciętny czas przebywania w atmosferze Składniki trwałe Skład powietrza suchego azot N2 78,09% dziesiątki milionów lat tlen O2 20,95% dziesiątki milionów lat argon Ar 0,93% dziesiątki milionów lat gazy szlachetne: hel He, neon Ne, krypton Kr, ksenon Xe 24 ppm* dziesiątki milionów lat Składniki wolnozmienne dwutlenek węgla CO2 390ppm ~100 lat metan CH4 1,5 ppm ok. 3 lata wodór H2 0,5 ppm podtlenek azotu N2O 0,25 ppm Składniki zmienne do 10 ppm w stratosferze, ozon O3 5–50 ppb** w powietrzu czystym, do 500 ppb w powietrzu zanieczyszczonym przy gruncie tlenki azotu NOx od 0–100 ppb w powietrzu zanieczyszczonym kilka dni amoniak NH3 6 ppb nad lądem 1–4 dni związki siarki (H 2S, SO, SO2) do kilku ppb w powietrzu zanieczyszczonym kilka dni * ppm — liczba molekuł danej substancji przypadających na milion molekuł mieszaniny ** ppb — liczba molekuł danej substancji przypadających na miliard molekuł mieszaniny Ewolucja atmosfery ziemskiej. Podczas formowania naszej planety 4,5–5 miliardów lat temu gazy rozpuszczone w magmie wydobywały się z niej tworząc pierwotną atmosferę. Przypuszcza się, że skład tej atmosfery był podobny do składu gazów wydobywających się dziś z magmy podczas erupcji wulkanicznych (dwutlenek węgla CO2, azot N2, para wodna H2O). Następnie, podczas ochładzania Ziemi, para wodna kondensowała i wypadała w postaci deszczu tworząc oceany, w których rozpuściły się duże ilości CO2. Tlen O2, który jest teraz jednym z głównych składników atmosfery, powstał bądź w procesie fotodysocjacji H2O (wodór, jako najlżejszy składnik uciekł w przestrzeń kosmiczną), bądź w procesie fotosyntezy przebiegającej w prymitywnych formach życia, które pojawiły się w oceanach. Węgiel zawarty w CO2 został związany w postaci związków organicznych i występuje teraz w skałach osadowych (wapienie, węgiel kamienny i węgiel brunatny). Pozostała woda występuje w oceanach i wodach śródlądowych, jest także, jak wspomniano ważnym składnikiem atmosfery. O ile proporcje głównych składników atmosfery zależą od procesów ewolucyjnych w skali całej planety, o tyle stężenia i proporcje wielu związków chemicznych występujących w atmosferze odznaczają się dużą zmiennością w czasie i przestrzeni. Głównymi źródłami związków siarki, azotu i węgla w atmosferze są procesy spalania i procesy biologiczne (rozkład materii organicznej, oddychanie). Związki te są usuwane z atmosfery wskutek wymywania przez opady oraz procesów chemicznych i biologicznych (pochłanianie przez rośliny, fotosynteza), zachodzących na powierzchni Ziemi. Ich koncentracja w atmosferze jest wynikiem równowagi, jaka ustala się między skomplikowanymi procesami produkcji, transportu, przemian chemicznych oraz usuwania i łatwo może się zmienić. Przyczyny zmian mogą być naturalne (pożary lasów, erupcje wulkaniczne), bądź związane z działalnością człowieka. Na przykład zawartość CO 2, przedostającego się do atmosfery w wyniku spalania paliw kopalnych, wzrosła (mimo rozpuszczania znacznych ilości CO2 w oceanach) w ciągu ostatnich stu lat o około 30% i ciągle (coraz szybciej) wzrasta. Ponieważ dwutlenek węgla odgrywa istotną rolę w powstawaniu efektu cieplarnianego, wzrost jego ilości w atmosferze powoduje zmiany klimatu w skali całego globu. W stratosferze, na wysokości 10–50 km, znajduje się ozonosfera. Ozon powstaje tam w wyniku reakcji: O2+ O + M → O3 + M; gdzie M jest molekułą, która odbiera energię wydzielającą się w tej reakcji. Tlen atomowy O pojawia się w górnych warstwach atmosfery wskutek rozpadu tlenu cząsteczkowego O2 pod wpływem promieniowania nadfioletowego o długości fali mniejszej niż 0,2 mm. Powyżej 50 km reakcja powstawania ozonu zachodzi rzadko z powodu małej koncentracji molekuł. Stratosferyczna warstwa ozonowa zawiera około 97% ozonu atmosferycznego. Jego ilość zależy od ustalenia się równowagi między procesami jego wytwarzania (w przedstawionej wyżej reakcji) i rozpadu. Podstawowa, wywołana czynnikami naturalnymi reakcja rozpadu: O3 + hν → O2+ O, gdzie hν oznacza kwant promieniowania nadfioletowego o długości fali 0,2–0,3 μm, chroni powierzchnię Ziemi przed dopływem szkodliwego dla żywych organizmów promieniowania. Inne naturalne reakcje rozpadu ozonu to: - rekombinacja tlenu atomowego i ozonu: O3 + O → 2O2; - katalityczna reakcja rozkładu ozonu, np. z udziałem tlenków azotu (wytwarzanych m.in. w procesach organicznych na powierzchni Ziemi): NO + O3 → NO2+ O2, NO2+ O → NO + O2. Stan równowagi między procesami wytwarzania i rozpadu ozonu zależy od różnych procesów występujących w przyrodzie. Na przykład jedenastoletni cykl aktywności słonecznej prowadzi do fluktuacji całkowitej zawartości ozonu stratosferycznego w granicach 12%. W ostatnich dziesięcioleciach zauważono, że równowaga między wytwarzaniem i rozpadem ozonu została zachwiana wskutek działalności gospodarczej człowieka. Jedną z przyczyn spadku zawartości ozonu jest nawożenie gleby związkami azotu, które przedostają się do atmosfery w postaci tlenków azotu, migrują dalej do stratosfery i niszczą warstwę ozonową. Innym antropogennym źródłem tlenków azotu są procesy spalania paliw, m.in. w silnikach spalinowych, nie tylko samochodów, ale i samolotów latających na coraz większych wysokościach. Jednak za podstawową substancję niszczącą ozon uznano chlor, który do stratosfery dostaje się głównie w postaci związków — gazów zwanych freonami, używanych do niedawna powszechnie w urządzeniach chłodniczych i aerozolach. Freony, bardzo stabilne w normalnych warunkach, w stratosferze rozkładają się pod wpływem promieniowania nadfioletowego uwalniając chlor, który bierze udział w reakcjach katalitycznych: Cl + O3 → ClO + O2, ClO + O → Cl + O2; prowadzących do rozpadu ozonu. Reakcje te zachodzą szczególnie intensywnie w okresie wiosennym w strefach okołobiegunowych (po okresie braku dopływu światła słonecznego — nocy polarnej), powodując gwałtowny spadek zawartości ozonu nawet o kilkadziesiąt % w stosunku do średniej wieloletniej. Zjawisko to znane jest pod nazwą dziury ozonowej. Charakterystyczny czas przebywania chloru w stratosferze wynosi 5–10 lat, a przeciętny czas migracji freonów z dolnych warstw atmosfery do troposfery wynosi kilkanaście lat; BILANS ENERGII UKŁADU ZIEMIA – ATMOSFERA – PRZESTRZEŃ KOSMICZNA w okresie 03/2000-05/2004 na podstawie danych satelitarnych, z wykorzystaniem GCM. KOSMOS ATMOSFERA POWIERZ -CHNIA ZIEMI Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009: Earth's Global Energy Budget. Bull. Amer. Meteor. Soc., 90, 311–323. Brak równowagi: 0.9±0.15W/m2 Bilans promieniowania - dopływu i odpływu ciepła – w skali całej planety w stanie stacjonarnym jest bliski równowagi. Gdy nie ma równowagi Ziemia ogrzewa się lub stygnie. Lokalne zmiany w bilansie (wewnątrz układu ZiemiaAtmosfera) mogą zachodzić bez zmian w dopływie energii z zewnątrz, wyłącznie wskutek zmienności własności atmosfery – zawartości gazów cieplarnianych, aerozoli, chmur oraz tzw. mechanizmów redystrybucji (w pionie - konwekcja, cykl hydrologiczny – i po powierzchni globu - cyrkulacje atmosferyczne, prądy morskie, przewodnictwo cieplne w głąb gruntu). Mechanizmy transferu energii za pośrednictwem promieniowania wraz procesami redystrybucji energii kształtują pogodę i klimat (wieloletnie statystyki pogody). Bilans promieniowania słonecznego i podczerwonego w zależności od szerokości geograficznej. Tam gdzie występuje nadwyżka (Surplus) promieniowania słonecznego planeta ogrzewa się (średnio) wskutek pochłaniania promieniowania. Tam gdzie przeważa emisja promieniowania podczerwonego (Deficit), przeważa chłodzenie. Cyrkulacje atmosferyczne i prądy morskie przenoszą ciepło od obszarów z nadwyżką bilansu promieniowania do obszarów z deficytem. (rysunek: Encyclopedia of The Earth) Roczne rozkłady strumieni energii transportowanej na północ: a – całkowitej, b – transportowanej przez atmosferę, c – transportowanej przez ocean, oraz średnia roczna – d, obliczone na podstawie obserwacji satelitarnych i symulacji globalnych (szare obszary na panelu d – niepewność w zakresie ±2σ ). Jednostki – petawaty (1015 W). Fasullo, J. T., and K. E. Trenberth, 2008: The annual cycle of the energy budget. Part II: Meridional structures and poleward transports. J. Climate, 21, 2313-2325.) Powierzchniowe prądy morskie. Kolorami oznaczono względną temperaturę wody: czerwień prąd ciepły, błękit - prąd chłodny. http://www.physicalgeography.net/home.html Cyrkulacja termohalinowa w oceanach, wpływająca na temperaturę i zasolenie wody w poszczególnych rejonach. Czerwonymi liniami oznaczono powierzchniowe prądy morskie (surface current), kształtowane przez wiatry. W miarę zbliżania się do biegunów, woda niesiona prądami powierzchniowymi stygnie i zaczyna opadać na dno (deep water formation). Zróżnicowanie w temperaturach i zasoleniu napędza głębokie prądy oceaniczne (niebieskie linie, deep currents). http://earthobservatory.nasa.gov/ Cyrkulacja termohalinowa: „wielka pętla” Powstawanie solanki podczas zamarzania wody morskiej www.meted.ucar.edu Ciepło jest przenoszone w atmosferze w postaci jawnej i utajonej. To ostatnie związane jest z przemianami fazowymi – parowaniem i skraplaniem wody. Wyparowanie 1 litra wody zabiera z powierzchni morza, roślin czy gruntu ~2500 KJ energii. Para wodna jest gazem, jednym ze składników powietrza, i jako taka jest unoszona przez cyrkulacje atmosferyczne. Energia pobrana w procesie parowania podgrzewa powietrze w procesie kondensacji pary wodnej. Utajone ciepło parowania przenosi 20-25% całkowitego strumienia energii od szerokości podzwrotnikowych do podbiegunowych. Nieco mniejsze są ilości ciepła przenoszone adwekcyjnie: przez prądy morskie (rzędu 15-20%) oraz przez ruch ciepłych mas powietrza w kierunku biegunów i chłodnych w kierunku równika. Procesy związane z absorpcją i emisją promieniowania (ochładzanie i ogrzewanie) oraz przenoszeniem ciepła w postaci jawnej i utajonej zachodzą w różnych skalach przestrzennych i czasowych: ➢przy powierzchni Ziemi w przeciągu kilku minut (gdy chmura zasłania słońce przestaje dopływać energia słoneczna), ➢w cyklu dobowym (proszę obejrzeć sobie fluktuacje temperatury i strumienie energii słonecznej i promieniowania podczerwonego mierzone w naszym punkcie pomiarowym: http://metobs.igf.fuw.edu.pl/ zakładka Radiometers), ➢zmiany pogody w skali dni i tygodni, ➢zmienność warunków atmosferycznych z roku na rok. Ogólna cyrkulacja atmosfery: Efektywny transport ciepła od równika ku biegunom. Diagram po prawej stronie pokazuje schematycznie efekty ciepła utajonego. http://www.sonoma.edu/users/f/freidel/global/207lec1images.htm Tworzenie się układów wysokiego i niskiego ciśnienia: transport ciepła ku biegunom przez wiry o osi pionowej. Rozkład temperatur na poziomie 850 hPa. Projekcja mapy od strony bieguna północnego. Należy zauważyć „języki” zimnego powietrza rozpełzające się wokół bieguna.
