Analiza klimatyczna grubości optycznej nad Europą Środkową. Climatic analysis of the optical thickness over Central Europe. Ogóle uwagi: grubość optyczna aerozolu czy aerozoli



Pobieranie 75.76 Kb.
Data02.05.2016
Rozmiar75.76 Kb.
Aneta Maciszewska

Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej

Krzysztof Markowicz, Marcin Witek

Instytut Geofizyki, Uniwersytet Warszawski


Analiza klimatyczna grubości optycznej nad Europą Środkową.
Climatic analysis of the optical thickness over Central Europe.
Ogóle uwagi: grubość optyczna aerozolu czy aerozoli ???
Aerozole atmosferyczne odgrywają istotną rolę w bilansie radiacyjnym Ziemi, przez co oddziałują na klimat (ref.). Zanieczyszczenia powietrza wpływają na klimat w sposób bezpośredni, pośredni, lub mieszany. Efekt bezpośredni związany jest z rozpraszaniem oraz absorpcją promieniowania krótko- oraz długofalowego w dolnej atmosferze (ref). Prowadzi to w skali globu do redukcji energii promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi oraz wzrostu albeda planetarnego (ref). Efekt pośredni wynika z oddziaływania aerozoli na własności mikrofizycznych chmur. Pewna klasa aerozoli pełni rolę jąder kondensacji przez co cząstki te oddziaływają na albedo oraz czas życia chmur.

Efekt mieszany (semidirect) związany jest z obecnością w chmurach silnie absorbujących zanieczyszczeń, które prowadzą do ogrzewania i parowania chmur.

Według ostatniego raportu IPCC (Intergovernmental Panel of Climate Change) (to inaczej się cytuje IPCC, 2007) wymuszenie radiacyjne (zmiana strumienia netto promieniowania słonecznego) związane z obecnością aerozoli w atmosferze, przyjmuje wartość ujemną, z czego –0.5 (W/m2) przypada na efekt bezpośredni i –0.7 (W/m2) na efekt pośredni (rys.1). Wartości te w porównaniu z gazami cieplarnianymi obarczone są jednak dużymi błędami. Wynikają one w głównej mierze z niejednorodnego rozkładu źródeł emisji aerozoli, zróżnicowanych własności optycznych cząstek oraz krótkiego czasu życia w atmosferze. Pomimo, znacznego postępu osiągniętego w ostatnich latach w badaniach wpływu aerozoli atmosferycznych na klimat ciągle poziom naszej wiedzy jest niski. Szczególnie tyczy się to obszaru Polski dla którego kompleksowych badań oraz studiów.

Niniejsze praca zawiera analizę sezonowej zmienności własności optycznych aerozolu nad Europą Środkową. Oparta jest na wynikach numerycznych, uzyskanych z modelu

prognostycznego transportu zanieczyszczeń dalekiego zasięgu NAAPS (Navy Aerosol Analysis and Prediction System) oraz wyników obserwacji prowadzonych w ramach automatycznej sieci pomiarów naziemnych aerozolu AERONET (ref.).


Rys.1 Wkład poszczególnych komponentów na wymuszenie radiacyjne, IPCC 2005.

Fig.1 Summary of the principal components of the radiative forcing of climate change.


Metodologia

Model prognostyczny transportu zanieczyszczeń dalekiego zasięgu NAAPS użyty w pracy został rozwinięty w Laboratorium Badań Marynarki Wojennej (Naval Research Laboratory) w Monterey USA. Model NAAPS wykorzystuje pola meteorologiczne z modelu cyrkulacji globalnej NOGAPS (Navy Operational Global Atmospheric Prediction System) (Hogan i Rosmond 1991. Rozdzielczość pozioma modelu NOGAPS, użyta podczas analizy, wynosiła 1°x 1° (obecnie 0.5°x 0.5°), zaś dane wejściowe obejmowały sześć lat (1998-2005) i dostarczane były co sześć godzin: 00 06 12 i 18 UTC.

Obecna wersja modelu NAAPS obejmuje cztery składniki aerozolu: aerozol

pochodzenia pustynnego, sól morską, siarczan cząsteczkowy (SO4) oraz aerozol pochodzący ze spalania biomasy (smoke). Dla każdego składnika sparametryzowano źródła: emisję z powierzchni Ziemi, adwekcyjne unoszenie przez wiatr oraz usuwanie z atmosfery w procesie suchej i wilgotnej depozycji, tj. grawitacyjnego osiadania cząstek aerozoli (sedymentacji) oraz wymywania ich przez krople chmurowe lub deszcz.

Model NAAPS jest trójwymiarowym modelem numerycznym ewolucji zanieczyszczeń powietrza, opartym częściowo na stworzonym przez Christensen’a (1997) modelu transportu siarczanów nad obszarem Arktyki (gazowego SO2 i cząsteczkowego

SO42-), DEHM (Danish Eulerian Hemispheric Model). Dla każdego składnika aerozolu, przy pomocy modelu NAAPS, rozwiązywany jest układ równań adwekcji – dyfuzji (Christensen, Witek, rok…):



(1)

gdzie: qi = ci / - masowy stosunek zmieszania i – tego komponentu; ci – koncentracja; - gęstość powietrza; x, y - współrzędne poziome; = p/p0 - współrzędna pionowa; p ciśnienie; p0 - ciśnienie standardowe; u, v - poziome składowe pola prędkości; - składowa pionowa prędkości we współrzędnych ; Kx = Ky = 6105 (m2/s) - poziome współczynniki dyfuzji; = d/dz = –g/p0 = –g/RT; g, R i T - to kolejno: przyspieszenie grawitacyjne, stała gazowa i temperatura otoczenia; Pi, Qi - produkcja i ubytek składników aerozolu; nq - ilość komponentów

Układ równań adwekcji – dyfuzji (1) podzielono na grupy: trójwymiarową adwekcję (której rozwiązanie numeryczne przybliża algorytm semi – lagranżowski), pionową dyfuzję wraz z emisją i suchym osadzaniem (do której stosowany jest jednowymiarowy algorytm niejawny w czasie, o skończonym kroku przestrzennym) oraz dyfuzję poziomą (przybliżaną analogicznie jak w przypadku dyfuzji pionowej). Krok czasowy wynosi 30 min dla pionowej dyfuzji i 1 h dla pozostałych procesów. Rozwiązanie układu równań (1) zadane zostało na sferycznej siatce o poziomej rozdzielczości równej 1°x 1° (punkt na 111 km) i 25 pionowych poziomach σ.

Źródła emisji aerozolu w modelu NAAPS, zostały zdefiniowane odrębnie dla

każdego rodzaju zanieczyszczeń. Emisję aerozolu pustynnego reprezentują obszary produkcji piasku tzw. Baza Danych USGS Charakterystyk Pokrywy Lądowej – USGS Land Cover Characteristic Database (ref.). Istotną rolę w prognozie aktywności piasku pochodzącego z tych rejonów, odgrywa przewidywana w modelu NOGAPS powierzchniowa prędkość tarciowa. Piasek emitowany jest z powierzchni, ilekroć prędkość tarcia przekracza progową wartość 60 cm/s i powierzchniowa wilgotność jest niższa od 30%. Emisję soli morskiej w NAAPS, opisano za pomocą sformułowania Monahan’a

(1986), które jest słuszne dla cząstek o promieniu między 0.2 a 8 μm przy wilgotności względnej 80%. Emisja dwutlenku siarki opiera się na Rocznej Globalnej Bazie Danych Emisji Siarczanów i Azotanów GEIA (Annual SOx/NOx Global Emissions Investory) w wersji 1A, dla 1985 roku z sezonową zmiennością i dwupoziomowym, pionowym rozkładem (Benkowitz, 1996). Emisje siarczanów pochodzenia antropogenicznego konwertowane są do 95% SO2 i 5% siarczanów, natomiast emisje siarczanów pochodzenia biologicznego (zwłaszcza siarczku dwumetylu DMS) zamieniane są w 43% na siarkę i w 5% na siarczany. Wykaz emisji siarczanów GEIA opisany jest na siatce o rozdzielczości 180o x 360o z komórką 1o x 1o szerokości i długości geograficznej.

Emisja aerozolu typu smoke w modelu NAAPS, opiera się w dużej mierze na danych

z satelity geostacjonarnego GOES i mapach pożarów MODIS (http://rapidfire.sci.gsfc.nasa. gov/firemaps/), tworzonych przy współpracy Marynarki Wojennej USA, NASA, NOAA, projektu Lokalizacji Pożarów i Modelowania Emisji Spalania – FLAMBE (Fire Location and Modeling of Burning Emissions) i innych jednostek. Analiza pożarów przebiega co 30 min czasu rzeczywistego dla półkuli zachodniej.

W modelu NAAPS wyznaczana jest masa poszczególnych komponentów

aerozolu. Na podstawie masy, przy założeniu monodyspersyjnego rozkładu wielkości cząstek, wyznaczana jest koncentracja aerozolu ze wzoru

(2)

gdzie: mi,j reprezentuje masę i tego składnika na poziomie j, r jest promieniem aerozolu zależnym od typu, zaś jego gęstością. Koncentracja poszczególnych składników była punktem wyjścia do wyznaczenia ich własności optycznych. W tym celu wykorzystano

bazę danych OPAC (Hess, 1998) przy pomocy której wyznaczono własności optyczne poszczególnych komponentów oraz ich mieszaniny wewnętrznej.

Obliczenia numeryczne zostały zestawione z wartościami mierzonymi w ramach,

założonej przez NASA i LOA-PHOTONS (CRNS), automatycznej sieci pomiarów naziemnych aerozolu AERONET – Aerosol Robotic Network (Holben, 2001) i kampanii pomiarowej SAWA (SAharan Dust over WArsaw). Sieć AERONET wykorzystuje fotometr słoneczny (CE 318) typu CIMEL – wielokanałowy, automatyczny radiometr skanujący słońce i nieboskłon. Pozwala on na pomiar promieniowania bezpośredniego oraz rozkład kątowy promieniowania rozproszonego. Za pomocą tego fotometru możliwe jest wyznaczenie grubości optycznej aerozolu, albeda pojedynczego rozpraszania, funkcji fazowej. Ponadto rozkładu wielkości cząstek zanieczyszczeń oraz całkowitej zawartości pary wodnej w pionowej kolumnie powietrza. Grubość optyczna aerozolu dostępna jest dla trzech poziomów danych: Level (może Poziom??) 1 (zawierający dane wstępnie przetworzone), Level 1.5 (obejmujący dane po wyeliminowaniu chmur, ale bez ostatecznej kalibracji) oraz Level 2.0 (w którym dostępne są dane po wyeliminowaniu chmur i uwzględnieniu poprawek kalibracyjnych). Sieć pomiarów naziemnych aerozolu AERONET dostarcza długoterminową i łatwo dostępną bazę danych własności optycznych oraz mikrofizycznych aerozolu atmosferycznego.

Kampanię pomiarową SAWA przeprowadzono wiosną 2005 r. w Warszawie (Ref), w cele zbadania własności optycznych aerozoli niesferycznych pochodzenia pustynnego transportowanych nad obszar Polski. Grubość optyczna aerozolu mierzona była za pomocą ręcznego, pięciokanałowego fotometru słonecznego typu Microtops (Ref) oraz fotometru ShadowBand. Struktura pionowa troposfery wyznaczona była na podstawie pomiarów lidarowych.

Zakres analizowanych danych, zawartych w opracowaniu, ograniczony został do

obszaru Europy Środkowej. Wielkości obliczane były co 6 godzin (00, 06, 12 oraz 18 UTC) i obejmowały lata 1998 – 2005.


Porównanie wyników uzyskanych z modelu, z wartościami obserwowanymi, przy użyciu fotometrów słonecznych

Przeprowadzono analizę porównawczą wyników z modelu numerycznego z wartościami obserwowanymi w ramach sieci AERONET i kampanii pomiarowej SAWA. W tym celu wykorzystano dane pomiarowe ze stacji Polskiej Akademii Nauk w Belsku (60 km od Warszawy), ze stacji w Lipsku (Niemcy) oraz z obserwatorium transferu radiacyjnego w Instytucie Geofizyki UW w Warszawie. W przypadku Lipska dane obejmowały lata 2001 – 2004, Belska lata 2002 – 2004, natomiast Warszawy – okres od 23.03.2005 do 23.05.2005.

Na rys.2 zobrazowano przebiegi czasowe całkowitej (wszystkie komponenty aerozolu) grubości optycznej aerozolu (AOT) dla Lipska oraz Belska w 2002 r. W obu przypadkach wartości obliczone zostały dla długości fali 500 nm. Ponieważ dane z sieci AERONET rejestrowano w nieregularnych odstępach czasu, grubości optyczne zostały uśrednione z krokiem czasowym  3h. Na ryk. 2 widoczna jest zgodność wyników modelu z wartościami obserwowanymi chociaż w pewnych okresach czasu model nie odzwierciedla rzeczywistych zmian czasowych grubości optycznej aerozoli. Należy podkreślić że pojawiające się luki w danych obserwacyjnych wynikają głównie z dużego zachmurzenia, które uniemożliwiło wykonanie obserwacji fotometrycznych. Porównanie wyników numerycznych z obserwacjami widoczne na wykresach 3a,b,c pokazuje, że całkowita grubość optyczna aerozolu mierzona w sieci AERONET osiąga wyższą wartość, niż AOT wyznaczona na podstawie modelu. Kwadrat współczynnika korelacji w przypadku danych z Lipska wynosi około 0.4, dla danych z Belska 0.3 zaś pomiarów wykonanych w Warszawie


Rys.2 Roczny przebieg całkowitej grubości optycznej dla Belska (A) i Lipska (B) w 2002 roku.

Fig. 2 Annual course of total optical thickness for Belsk (A) and Lipsk (B) in 2002.

0.52. Wyższa wartość współczynnika korelacji w przypadku pomiarów z eksperymentu SAWA jest związana z procesem zbierania danych pomiarowych. Pomiary fotometryczne wykonywane były jedynie gdy okolica tarczy słonecznej pozbawiona była chmur. W przypadku danych z AERONETU odrzucanie danych pomiarowych wykonanych w obecności chmur odbywa się automatycznie. Jak do tej pory nie ma doskonałej metody pozwalającej pozostawić jedynie dane odpowiadającej jedynie aerozolowi.

A B


C

Rys.3 Całkowita grubość optyczna uzyskana z modelu NAAPS, w funkcji AOT zmierzonej siecią AERONET dla: Belska (A) i Lipska (B)

oraz podczas kampanii pomiarowej SAWA (C)

Fig.3 Total optical thickness calculated by NAAPS, in function of AOT measured by AERONET robotic network for: Belsk (A),

Lipsk (B) and AOT measured during measurement campaign SAWA (C).


Głównym powodem niższych wartości całkowitej grubości optycznej aerozoli obliczanej na podstawie NAAPS-a, jest nie uwzględnienie w modelu wielu typów aerozoli występujących w atmosferze oraz reakcji chemicznych prowadzących do generacji cząstek.

Do innych czynników zaliczyć można niedokładność modelu oraz metody wyznaczania własności optycznych aerozoli. W pierwszym przypadku model NAAPS, oparty na polach meteorologicznych NOGAPS, nie uwzględnia wielu procesów zachodzących w atmosferze. Rozdzielczość modelu (1o x 1o) uniemożliwia właściwy opis procesów chmurowych oraz turbulencji, które mają zasadnicze znaczenie dla suchej i wilgotnej depozycji aerozolu atmosferycznego. W przypadku wyznaczania własności optycznych głównym ograniczeniem jest przyjęcie monodyspersyjnego rozkładu cząstek, jaki obowiązuje w modelu NAAPS oraz założenie, że klasy aerozolu mają niezmienne (poza wpływem wilgotności względnej) własności optyczne. Dla przykładu można podąć tu aerozol pustynny, który w zależności od źródeł pochodzenia może mieć inne własności optyczne. Jednym z powodów uzyskania wyższych wartości AOT z pomiarów naziemnych w stosunku do modelu, są chmury cirrus. Chmury te niejednokrotnie są bardzo cienkie i tym samym trudne do wyeliminowania w procesie przetwarzaniach danych.

Zmienność sezonowa grubości optycznej aerozolu nad Europą Środkową

Dokonano analizy zmienności przestrzennej oraz sezonowej grubości optycznej aerozolu atmosferycznego nad Europą Środkową na podstawie wyników modelu NAAPS w



Rys. 4 Średnia roczna całkowita grubość optyczna aerozolu nad Europą Środkową.

Fig. 4 Annual mean of total optical thickness over Central Europe.

okresie od 1998 do 2004. Na rys. 4 przedstawiono zmienność średniej rocznej wartości AOT nad Europą. Najwyższe wartości AOT występują na obszarze Europy Centralnej i Południowo – Wschodniej, gdzie jej wielkość przekracza 0.2 dla długości fali 500 nm. Spowodowane jest to wpływem aerozoli pochodzenia. Natomiast jej minimum przypada na obszar Europy Zachodniej i rejon Morza Czarnego, gdzie AOT wynosi około 0.1. Silne zróżnicowanie przestrzenne AOT wynika głównie z niejednorodności rozkładu źródeł zanieczyszczeń oraz stosunkowo krótkiego czasu przebywania ich w atmosferze. Rozkład średniej AOT dla poszczególnych komponentów zobrazowany został na wykresach 6a,b,c,d.

Najwyższe wartości AOT uzyskano dla siarczanów i aerozolu pochodzenia pustynnego (rys.5 a,b). Maksimum grubości optycznej SO4 przypada na Europę Środkową (AOT ~ 0.15), minimum zaś na zachodnią i południową część Europy. Aerozol pochodzenia pustynnego dominuje w południowej części basenu Morza Śródziemnego (AOT ~ 0.12), co jest wynikiem stosunkowo niewielkiej odległości od źródeł piasku. Najwyższe wartości grubości optycznej soli morskiej (rys.6 d) odpowiadają obszarowi Europy Północno – Zachodniej (zwłaszcza na północ od Wysp Brytyjskich), gdzie AOT sięga 0.08. Jest to związane z intensywną produkcją i emisja soli morskiej mającą miejsce nad akwenami wodnym gdzie występują prędkości wiatru powyższej 6-8 m/s. Spośród wszystkich komponentów najniższe wartości grubości optycznej uzyskano dla sadzy (rzędu 10-3), która dominuje w Europie Wschodniej (rys.6 c). W basenie Morza Śródziemnego i Europie Zachodniej, średnia roczna grubość optyczna sadzy osiąga wartość poniżej 0.5 . 10-3. Pomimo niskich wartości AOT, sadza odgrywa istotną rolę gdyż efektywnie absorbuje promieniowanie słoneczne.

A B C D


Rys. 5 Średnia roczna grubość optyczna komponentów nad Europą Środkową : a) SO4 b) piasku c) sadzy d) soli morskiej.

Fig. 5 Annual mean of optical thickness of each components over Central Europe: a) SO4 b) dust c) smoke d) sea salt.

Na rys.6 przedstawiono zmienność sezonową grubości optycznej siarczanów.

Najwyższe wartości występują latem w obszarze Europy Środkowej i Południowo – Wschodniej (AOT przekracza 0.2). Wiosną wartość grubości optycznej siarczanów w tym obszarze nieznacznie maleje, tak że zawiera się w przedziale 0.1 – 0.14. Podobnie sytuacja wygląda jesienią. Tylko w okresie zimy następuje gwałtowny spadek AOT, z maksimum równym 0.1, w centrum i na wschodzie Europy. W pozostałych obszarach grubość optyczna SO4 jest mniejsza od 0.04. Wyniki te pokazują, iż zmienność sezonowa siarczanów w Europie Środkowej jest znacząca. Wiąże się to ze zmianą warunków meteorologicznych. Latem dominuje pogoda wyżowa, która sprzyja kumulacji zanieczyszczeń, zimą natomiast dynamiczna cyrkulacja powietrza prowadzi do silnego mieszania i redukcji AOT blisko obszarów źródłowych.

Z kolei grubość optyczna aerozolu pustynnego (rys.7) osiąga najwyższe wartości

wiosną, w rejonie basenu Morza Śródziemnego (powyżej 0.2). Spowodowane jest to wysoką aktywnością burz piaskowych i przepływem mas powietrza z kierunku Afryki (Moulin, 1997). Latem i jesienią maksimum grubości optycznej piasku obejmuje obszar Południowo – Zachodniej Europy. Natomiast w sezonie zimowym, nad całą Europą, poziom grubości optycznej aerozolu pustynnego spada poniżej 0.04.

Najwyższe wartości grubości optycznej sadzy (0.003 i więcej) występują latem

w rejonie Europy Wschodniej i Południowo – Wschodniej (rys.8). Główną przyczyną występowania sadzy w atmosferze są pożary. Wyniki uzyskane w modelu wydają się być zgodne z oczekiwaniami, gdyż najwięcej pożarów lasów występuje w okresie letnim, gdy temperatura powietrza jest wysoka, a podłoże wysuszone. Jesienią, grubość optyczna sadzy w atmosferze, spada poniżej 0.0025 (centrum Europy), natomiast wiosną nie przekracza 0.0015. Jeszcze niższe wartości występują zimą.

W przeciwieństwie do sadzy, grubość optyczna soli morskiej, osiąga maksimum

zimą w obszarze Europy Północno – Zachodniej (rys.9), gdzie jej wielkość przekracza 0.15. Tak jak wspomniano wcześniej, wiąże się to z produkcją i emisją soli morskiej znad Oceanu Atlantyckiego. Najniższe wartości AOT soli morskiej, odnotowano latem (poniżej 0.05), natomiast wiosną i jesienią grubość optyczna zawiera się między 0.05 a 0.1. Widać zatem, iż zmienność sezonowa aerozolu morskiego jest znacząca, co odzwierciedla roczny cykl prędkości wiatru przy powierzchni Ziemi.

A B C D

Rys.6 Średnia sezonowa zmienność grubości optycznej SO4: a) wiosna, b) lato, c) jesień, d) zima.

Fig.6 Seasonal mean of SO4 optical thickness: a) spring, b) summer, c) autumn, d) winter.

A B C D


Rys.7 Średnia sezonowa zmienność grubości optycznej aerozolu pustynnego: a) wiosna, b) lato, c) jesień, d) zima.

Fig.7 Seasonal mean of dust optical thickness: a) spring, b) summer, c) autumn, d) winter.

A B C D


Rys.8 Zmienność sezonowa grubości optycznej sadzy: a) wiosna, b) lato, c) jesień, d) zima.

Fig.8 Seasonal mean of smoke optical thickness: a) spring, b) summer, c) autumn, d) winter.

A B C D


Rys.9 Zmienność sezonowa grubości optycznej soli morskiej: a) wiosna, b) lato, c) jesień, d) zima.

Fig.9 Seasonal mean of sea salt optical thickness a) spring, b) summer, c) autumn, d) winter.
Zmienność czasowa grubości optycznej aerozolu w Centralnej Polsce

Średni miesięczny przebieg AOT w Centralnej Polsce mieści się w przedziale od nie wykazuje 0.16 a 0.22. Maksymalne wartości AOT wystepują wiosną i latem (zwłaszcza w miesięcy kwietniu i lipcu, kiedy jej wartość przekracza 0.2), najniższe zaś zimą (w grudniu wartość AOT spada poniżej 0.18). Jest to spowodowane dominującym wpływem siarczanów, których najwyższe wartości AOT rejestrowane są w miesiącach letnich (rys.11 a), szczególnie w sierpniu (AOT rzędu 0.16), najniższe zaś w lutym (~0.08).

Ten wykres jest zle zrobiony skala na y powinna być [0.15-0.25] lub podobnie

Rys.10 Średni miesięczny przebieg czasowy całkowitej grubości optycznej aerozolu nad Centralna Polską.

Fig.10 Monthly mean course of aerosol total optical thickness over Central Poland.

Rys.11b przedstawia średni miesięczny przebieg grubości optycznej

aerozolu pustynnego. AOT piasku wykazuje silne wahania wartości, z minimum w sierpniu i grudniu (około 0.015) i maksimum wiosną (w maju AOT wynosi około 0.06). Najmniejszy wkład do całkowitej grubości optycznej wnosi sadza (rzędu 10-3); ponadto jej zmienność czasowa jest znacząca (rys.11c). Maksimum AOT przypada w sierpniu (około 2.5 10-3) i we wrześniu, natomiast minimum zimą (w grudniu i styczniu AOT 0.1 10-3).

A B

C D


To chyba najlepiej byloby zrobic subplotem

Rys.11 Średni miesięczny przebieg czasowy grubości optycznej komponentów nad Centralna Polską: A) SO4, B) aerozolu pustynnego,

C) sadzy, D) soli morskiej.

Fig.11 Monthly mean course of aerosol optical thickness of each aerosol components over Central Poland: A) SO4, B) dust, C) soot, D) sea

salt.


Równie duże zmiany względne wykazuje przebieg czasowy grubości optycznej soli morskiej (rys.11d). Aerozole te wnoszą nieco wyższy wkład do całkowitej grubości optycznej, a w odróżnieniu od pozostałych zanieczyszczeń, maksimum AOT osiągają zimą (w lutym AOT przekracza 0.08), zaś minimum latem (w lipcu i sierpniu
AOT 0.011).

Na rys.12 zobrazowano częstotliwość występowania grubości optycznej aerozolu pustynnego o grubości optycznej przekraczającej wartość progową. Spośród wszystkich, obliczonych numerycznie, wartości AOT aerozolu pustynnego, wybrano wartości większe lub równe 0.1 co odpowiada stosunkowo dużej wartości. Widać, iż częstotliwość występowania aerozolu pustynnego, o grubości optycznej przekraczającej tą wartość osiąga maksimum w sezonie wiosennym (maj), natomiast minimum w letnim. W maju częstotliwość występowania piasku o grubości optycznej przekraczającej 0.1 wynosi w przybliżeniu 15% co stanowi miesięcznie około czterech dni.



Rys.12 Częstotliwość występowania piasku o grubości optycznej przekraczającej 0.10.

Fig.12 Occurrence frequency of dust optical thickness exceeding 0.10.
Podsumowanie

Wykorzystanie modelu transportu zanieczyszczeń NAAPS pozwoliło na analizę zmian czasowo-przestrzennych grubości optycznej aerozoli nad Europą Środkową. Wyniki tych badań pokazują, że rejon ten jest najbardziej zanieczyszczonym w całej Europie. Dominującym typem aerozolu są na tym obszarze siarczany, które ze względu na zaniedbywalną absorpcję promieniowania słonecznego prowadzą do ujemnego wymuszenia radiacyjnego zarówno na powierzchni ziemi jak i na górnej granicy atmosfery. Wszystkie typy aerozolu wyznaczane w modelu NAAPS wykazują silne zróżnicowane czasowo-przestrzenne co jest związane z lokalizacją źródeł oraz zmiennością warunków meteorologicznych. Największe wartości AOT występują w wiosennej i letniej porze roku i obejmują obszar Środkowej Europy.

Również na obszarze Europy południowej oraz obszaru basenu Morza Śródziemnego AOT osiąga wysokie wartość (015-0.2) jednak w tym przypadku jest to aerozol naturalny pochodzenia. Dominująca południowa i południowo-zachodnia cyrkulacja w miesiącach zimowych oraz wiosennych sprawia, iż w tym okresie napływ piasku jest najbardziej intensywny. Przeprowadzone jednak w ramach eksperymentu SAWA badania transportu aerozolu pustynnego nad Polskę potwierdzają wyniki modelu NAAPS. Wskazują one na fakt, iż transport pyłu saharyjskiego w rejony Europy Środkowej nie jest okazjonalny. Podczas wiosny w czasie 4-5 dni w miesiącu grubość optyczna aerozolu pustynnego przekracza wartość 0.1 dla długości fali 500 nm.
Podziękowania:

Autorzy pragną szczególnie podziękować zespołowi NASA Goddard kierowanemu przez B. Hoblena za udostępnienie pomiarów z sieci AERONET oraz Naval Research Laboratory, za udostępnienie danych do wykonania 7-letniej re-analizy modelu NAAPS.


Bibliografia


Alley R., T. Berntsen, N. L. Bindoff, Z. Chen, A. Chidthaisong, P. Friedlingstein, J. Gregory,

G. Hegerl, M. Heimann, B. Hewitson, B. Hoskins, F. Joos, J. Jouzel, V. Kattsov, U. Lohmann, M. Manning, T. Matsuno, M. Molina, N. Nicholls, J. Overpeck, D. Qin, G. Raga, V. Ramaswamy, J. Ren, M. Rusticucci, S. Solomon, R. Somerville, T. F. Stocker, P. Stott, R. J. Stouffer, P. Whetton, R. A. Wood, D. Wratt: Climate Change 2007: The Physical Science Basis: Summary for Policymakers: Contribution of Working Group I to the fourth assessment report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, http://www.ipcc.ch/SPM2feb07.pdf, 2007

Benkowitz, C. M., M. T. Scholtz: Global gridded inventories of anthropogenic emissions of

sulfur and nitrogen. J. Geophys. Res., 101, 29239-29253, 1996

Christensen, J. H.: The Danish Eulerian Hemispheric Model – a three – dimensional air

pollution. model used for the Arctic, Atm. Env., 31, 4169–4191, 1997

Hess M., P. Koepke, and I. Schult: Optical Properties of Aerosols and clouds: The software

package OPAC, Bull. Am. Met. Soc., 79, 831-844, 1998

Hogan, T. F., and T. E. Rosmond: The description of the Navy operational global atmospheric

prediction system's spectral forecast model. Mon. Wea. Rev., 119, 1786-1815, 1991.



Holben, B. N., D. Tanré,  A. Smirnov, T. F. Eck, I. Slutsker N. Abuhassan, W. W. Newcomb

J. S. Schafer, B. Chatenet, F. Lavenu, Y. J. Kaufman, J. V. Castle, A. Setzer, B. Markham, D. Clark, R. Frouin, R. Halthore, A. Karneli, N. T. O'Neill, C. Pietras, R. T. Pinker, K. Voss, G. Zibordi: An emerging ground-based aerosol climatology: Aerosol optical depth from AERONET, J. Geophys. Res, 106, 12067-12098, 2001



Moulin, C., F. Dulac, C. E. Lambert, P. Chazette, I. Jankowiak, B. Chatenet, and F. Lavenu: Long-term daily monitoring of Saharan dust load over ocean using Meteosat ISCCP-B2 data 2. Accuracy of the method and validation using Sun photometer measurements, J. Geophys. Res., 102(D14), 16,959–16,970, 1997






©absta.pl 2016
wyślij wiadomość

    Strona główna