Dla promieniowania krótkofalowego, oraz a



Pobieranie 26.94 Kb.
Data09.05.2016
Rozmiar26.94 Kb.
Wykład 13

Rozważmy prosty model atmosfery, w którym atmosfera nie jest przeźroczysta ani dla promieniowania długofalowego jak i krótkofalowego. Niech zdolność absorpcyjna atmosfery wynosi asw dla promieniowania krótkofalowego, oraz alw dla promieniowania termicznego. Ponadto albedo planetarne wynosi A, zdolność emisyjna powierzchni ziemi , temperatura atmosfery Ta , zaś powierzchni ziemi Ts. Bilans promieniowania na szczycie atmosfery oraz na powierzchni ziemi można zapisać w następującej postaci





gdzie wartości strumieni F zdefiniowane są na rysunku 12.1.





Rys. 12.1 Radiacyjny model atmosfery
Strumienie te można policzyć ze wzorów

,

,

,

,

,

,

gdzie w przypadku promieniowania długofalowego wykorzystano prawo Kirchhoffa mówiące, ze zdolność emisyjna i absorpcyjna są sobie równe. Postawienie tych wartości do równań bilansu prowadzi do równań



,

.

Po rozwiązaniu powyższego układu równań dostajemy wzory na temperaturę powierzchni ziemi oraz atmosfery





.
Korzystając z definicji temperatury efektywnej

wzory na temperatury możemy zapisać w postaci



,

.

Zauważmy, że temperatura powierzchni ziemi jest wyższa od atmosfery tylko wtedy, gdy . Tylko w tym przypadku w atmosferze istnieje troposfera. W obecnej atmosferze warunek ten jest oczywiście spełniony. Dla przykładu można podać, że gdyby sprężyć całą parę wodną do jednej warstwy, to miałaby ona zdolność aborcyjną dla promieniowania krótkofalowego równą 0.25, zaś zdolność emisyjną dla promieniowania długofalowego 0.9. Podstawiając te wartości otrzymujemy temperaturę powierzchni ziemi równą 286 K, zaś atmosfery 250.7 K.

Rozpatrzymy drugi przypadek tzw. zimy nuklearnej. Jeśliby spalić wszystkie lasy na ziemi oraz budynki powstający smog miałaby w przybliżeniu zdolność absorpcyjną równą jedności, zaś zdolność emisyjną w podczerwieni około 0.9. W tym przypadku temperatura powierzchni ziemi wyniosłaby 249 K, zaś atmosfery 255 K. Tak więc atmosfera byłaby stabilna i doszłoby do zaniku troposfery.

Obecnie przejdziemy do opisu optycznych i fizycznych własności aerozoli. W tym celu wymagane jest poznanie podstawowych własności chemicznych aerozoli. Istnieje wiele kryteriów służących do klasyfikacji aerozolu. Jednym z nich jest podział ze względu na sposób powstawania (naturalny oraz antropogeniczny). Do pierwszej kategorii zaliczamy kryształy soli morskiej, drobiny piasku, związki siarki powstałe zarówno w wyniku wybuchów wulkanów, jak również produkowane przez oceany. W ostatnim przypadku w procesach fotosyntezy (chlorofil) powstaje tzn. DMS (dimetylo siarczek), który przedostając się do atmosfery może przerodzić się w aerozol podczas procesów utleniania. Ponadto, aerozole naturalne zawierają związki powstałe w wyniku spalania biomasy, oraz drobne fragmenty roślin. W skład aerozolu antropogenicznego wchodzą siarczany, azotany, różnego rodzaju pyły, oraz sadze powstające w wyniku spalania przemysłowego. Aerozole można podzielić również ze względu na skład chemiczny, na organiczne oraz nieorganiczne, czy na higroskopijne lub niehigroskopijne.





Rys. 12.2 Objętościowy rozkład wielkości cząstek
W rozkładzie wielkości cząstek aerozoli rozróżniamy trzy charakterystyczne mody. Pierwszy z nich obejmuje najmniejsze cząstki (cząstki Aitkena) o rozmiarach mniejszych od 0.01 m. Cząstki te powstają wyniku nukleacji homo- lub heterogenicznej z przesyconej pary gazów chemiczny. Cząstki te ze względu na bardzo małe rozmiary nie mają w zasadzie znaczenia na z punktu widzenia oddziaływania z promieniowaniem słonecznym i ziemskim. Kolejną ważną grupę stanowią aerozole w obszarze akumulacyjnym o rozmiarach od 0.01do 1 m. Aerozole te powstają w wyniku tzn. konwersji gazu do cząstek (gas to particle conversion) a następnie rosną zarówno poprzez kondensacje pary, jak i koagulację. Podczas takich procesów powstają np. krople kwasu siarkowego w atmosferze. Ponieważ rozmiary geometryczne tego typu aerozolu są zbliżone do długości promieniowania widzialnego, stąd aerozole te odgrywają decydującą rolę w procesach radiacyjnych atmosferze.

Z drugiej strony cząstki te są na tyle małe ze efektywne ich usuwanie z atmosfery odbywa się poprzez wymywanie kropel deszczowych. Ostatnią grupę stanowi aerozol duży lub gigantyczny. Charakteryzuje się tym, iż wymiary geometryczne cząstek wynoszą kilka mikrometrów i powstają w wyniku procesów mechanicznych (Rys. 12.2). Tak więc, kategoria ta zawiera aerozole naturalne w przeciwieństwie do modu akumulacyjnego gdzie dominują cząstki antropogeniczne.

Widmo wielkości cząstek aerozolu n(r) najczęściej opisuje się przy pomocy log-normalnego rozkładu wielkości w postaci

gdzie Ni jest liczbą cząstek w i-tym modzie, i jest geometrycznym odchyleniem standardowym i-tego modu, zaś rmod,i promieniem modalnym i-tego modu. Ze względu na fakt, że cząstki w obszarze nukleacyjnym są bardzo małe i nie wpływają istotnie na optyczne własności aerozolu, rozkład wielkości jest sumą tylko dwóch rozkładów log-normalnych. Promień efektywny, który zdefiniowany jest jako



związany jest z parametrami rozkładu log-normalnego wzorem



. Łatwo pokazać, że maksimum rozkładu cząstek przypada dla promienia wynoszącego

.

Liczba cząstek w poszczególnych modach rozkładu zmienia się istotnie i z reguły maleje ze wzrostem ich rozmiarów. Dla przykładu, dla typowego aerozolu kontynentalnego liczba cząstek w modzie akumulacyjnym wynosi 15000 cm-3 zaś liczba cząstek gigantycznych jest tylko około 0.4 cm-3. Przedstawione wartości są tylko orientacyjne i w rzeczywistości zależą silnie od wielu czynników.

Przechodzimy obecnie do opisu optycznych własności cząstek aerozoli. Rozpraszanie na aerozolach opisywane jest teorią MIE, jednak dotyczy ona tylko pojedynczych, sferycznych oraz jednorodnych cząstek. W wykładzie tym ograniczymy się właśnie tylko do takich cząstek. Na podstawie teorii MIE możemy wyznaczyć efektywny współczynnik na rozpraszanie oraz absorpcję a także zespolone amplitudy rozpraszania oraz współczynnik asymetrii, o ile znamy współczynnik refrakcji danej cząstki oraz jej rozmiar. W przypadku współczynnika refrakcji z pomocą przychodzą pomiary składu chemicznego aerozolu, które pozwalają na jego wyznaczenie. Możemy posłużyć się również dostępnymi bazami danych o współczynnikach refrakcji np. baza OPAC/GADS (www.igf.fuw.edu.pl/meteo/stacja/kody.htm). Jednak w tym przypadku musimy wiedzieć, jaki typ aerozolu występuje w atmosferze. Bazy danych dają nam również informację o parametrach rozkładu wielkości aerozolu jednak są to tylko orientacyjne informacje. Istnieje szereg metod pomiarów rozkładu wielkości cząstek jednak rozdzielczość tego typu pomiarów jest stosunkowo niska.

W następnym kroku musimy uwzględnić, że w określonej objętości znajduje się wiele cząstek i opisać ich efektywne własności optyczne. Na początek załóżmy, że mamy aerozol o tym składzie chemicznym, a cząstki różnią się tylko promieniem r. Wówczas ekstynkcja takiego zbioru cząstek ma postać



,

gdzie Qext,i jest efektywnym przekrojem czynnym na ekstynkcję zależnym od współczynnika refrakcji m oraz promienia cząstki r, oraz liczby falowej k (). Podobnie współczynnik absorpcji wyraża się wzorem



.

Efektywny współczynnik asymetrii może być wyznaczony ze wzoru



,

który ma postać średniej ważonej poprzez efektywny przekrój czynny na rozpraszanie. Efektywna funkcja fazowa na rozpraszanie ma podobną postać



.

Jeśli jednak w powietrzu znajdują się cząstki o różnych własnościach optycznych, wówczas możemy je traktować jako mieszaninę zewnętrzną lub wewnętrzną. W pierwszym przypadku cząstki nie oddziaływują na siebie (nie koagulują), a zatem możemy je traktować niezależnie. Wówczas efektywne współczynniki ekstynkcji, albedo pojedynczego rozpraszania, współczynnik asymetrii oraz funkcja fazowa wyrażają się wzorami



,

,

,

gdzie Ni oznacza liczbę cząstek danego typu. Najlepszym przykładem mieszaniny zewnętrznej są oczywiście cząstki stałe, gdyż często nie łączą się w skomplikowane struktury. W przypadku mieszanin wewnętrznych cząstki mogą się zlewać i wówczas powstające nowe cząstki mają już inny współczynnik refrakcji. Stosując regułę Maxwella-Garnetta (1904) efektywny współczynnik refrakcji takiej mieszaniny wyraża się wzorem.



gdzie n1, n2 są współczynnikami refrakcji cząstki pierwszej oraz drugiej, zaś f jest frakcją objętościową drugiej substancji. Tak więc, stosując powyższy wzór obliczamy współczynnik refrakcji mieszaniny, a następnie z teorii MIE współczynniki ekstynkcji absorpcji itd.

Przedstawione powyżej dwa modele mieszaniny aerozoli są jedynie pewnym przybliżeniem, z jakim mamy do czynienia w rzeczywistości. Największe odstępstwa od niej związane są z ich niesferycznością i niejednorodnością. W tym ostatnim przypadku prostym przykładem może być kryształ soli morskiej otoczony błoną skondensowane pary wodnej. Taka frakcja utrzymuje się poniżej pewnej krytycznej wilgotności względnej, powyżej, której kryształ całkowicie rozpuszcza się w wodzie i mamy do czynienia już z jednorodną sferyczną cząstką. Ze względu na optyczne własności aerozoli istotny staje się jego podział na higroskopijny oraz niehigroskopijny. W pierwszym przypadku cząstki mogą zasadniczo zmieniać swoje właściwości w zależności od wilgotności otaczającego go powietrza. Zaliczamy do nich siarczany, azotany, niektóre cząstki organiczne oraz kryształki soli morskiej. Aerozole tego typu rosną wraz ze wzrostem wilgotności względnej wskutek kondensacji pary wodnej na ich powierzchni. Proces ten odbywa się już przy znacznie mniejszej wilgotności od 100% ze względu na obniżenie ciśnienia pary nasyconej poprzez zawarte w nich związki chemiczne (prawo Raoulta). Promień kropli można zapisać w postaci , gdzie   są parametrami zależnymi od wilgotności



Rys. 12.3 Spektralna zależność znormalizowanej ekstynkcji (do wartości dla dla różnych typów aerozolu, Streamer



Rys. 12.4 Spektralna zależność albeda pojedynczego rozpraszania dla różnych typów aerozolu, Streamer



Rys. 12.5 Spektralna zależność parametru asymetrii dla różnych typów aerozolu (na podstawie kodu Streamer)

względnej, zaś ro jest promieniem cząstki dla zerowej wilgotności powietrza. Dla przykładu można podać, że typowa cząstka soli morskiej jest około 5 razy większa (promień) przy wilgotności 99% w porównaniu z cząstką suchą. Wzrost rozmiarów cząstki związany jest ze zmianą jej funkcji fazowej na rozpraszanie, która staje się bardziej anizotropowa (rośnie parametr asymetrii). W obszarze widzialnym (gdzie absorpcja promieniowania przez parę wodną jest zaniedbywana) podczas wzrostu wilgotności, ilość substancji chemicznych cząstki pochłaniającej promieniowanie jest stała. Tak wiec, współczynnik absorpcji nie zależy od wilgotności względnej powietrza. Współczynnik ekstynkcji ze względu na rozpraszanie silnie rośnie ze wzrostem wilgotności, tym samym zwiększając grubość optyczną aerozolu. Wynika z tego, iż nawet w przypadku, gdy mamy ten sam typ aerozolu w dolnej troposferze jego ekstynkcja będzie się zmieniać w kierunku pionowym ze względu na wilgotność względną powietrza.



Wykresy 12.3-12.5 przedstawiają spektralne zależności parametrów optycznych dla określonych typowych typów aerozoli. Jedynie ekstynkcja wykazuje prawie monotoniczną zależność. Wynika to z faktu, iż wraz ze wzrostem długością fali maleje parametr wielkości (, a więc również efektywny przekrój czynny na ekstynkcję. Zauważmy jednak, że zmniejszanie się ekstynkcji z długością fali zależy od wielkości cząstek i tak dla aerozolu gigantycznego przebieg jest najbardziej płaski. Wartość albeda pojedynczego rozpraszania dla większości typów aerozolu wykazuje słabą zależność od długości fali dla obszaru widzialnego i bliskiej podczerwieni. Dopiero w dalekiej podczerwieni aerozole zaczynają bardzo silnie absorbować promieniowanie. Parametr asymetrii, który związany jest z rozmiarami geometrycznymi cząstek również maleje z długością fali, gdyż dla dłuższych fal cząstki rozpraszają w reżimie Rayleighowskim, gdzie parametr asymetrii wynosi zero.






©absta.pl 2016
wyślij wiadomość

    Strona główna