Wrażliwość klimatu

Z Wikipedii, wolnej encyklopedii
Skocz do: nawigacji, wyszukiwania

Wrażliwość klimatyczna – miara odpowiedzi systemu klimatycznego na wymuszanie radiacyjne.

Najczęściej wrażliwość klimatyczna jest zdefiniowana jako przewidywana zmiana średniej temperatury na powierzchni Ziemi przy dwukrotnej zmianie koncentracji dwutlenku węgla. Jednak można zastanawiać się nad zmianami innych parametrów jak i nad wymuszeniem przez inne czynniki niż zmiany koncentracji dwutlenku węgla.

Projekty porównywania globalnych modeli klimatu używają wrażliwości klimatycznej jako jednej z podstawowych zmiennych. W szczególności wiele publikacji Piątego raportu IPCC oraz zwiazanego z nim projektu porównywania modeli klimatu oceanu i atmosfery (CMIP5) oparte są na analizie tej zmiennej.


a. Zmiana globalngo rocznego średniego wypadkowego strumienia na szczycie atmosfery jako funkcja globalnej rocznej średniej temperatury powietrza przy powierzchni Ziemi podczas pierwszych 20-lat po podwojeniu CO2 w modelu. (b) tak jak na rysunku (a) ale pokazuje składowe strumienia: LW dla bezchmurnej atmosfery, SW dla bezchmurnej atmosfery, LW dla chmurowego wymuszania radiacyjnego, SW dla chmurowego wymuszania radiacyjengo. Strumienie są dodanie w dół. Nachylenie i wartość dla dT=0 pozwala na proste rozdzielenie efektu wpływu chmur (Wm-2) i sprzeżenia zwrotnego związanego ze zmianami temperatury (Wm-2 K-1).

Wrażliwość systemu atmosfera-ocean[edytuj | edytuj kod]

W modelach kimatycznych można ocenić wymuszanie radiacyjne, współczynnik sprzężenia klimatu (współczynnik wrażliwości klimatu), oraz wrażliwość klimatyczną przez ocenę zmian czasowych wymuszenia radiacyjnego jako funkcja średniej temperatury powietrza przy powierzchni Ziemi. [1]

Rozważmy wypadkowy strumień promieniowania atmosferycznego na szczycie atmosfery zdefiniowany jako (zaabsorbowane promieniowanie słoneczne – wyemitowane promieniowanie podczerwone), który w sytuacji początkowej, kiedy Ziemia jest w równowadze radiacyjnej, jest 0. W pewnym momencie czasu (t=0) zaburzamy atmosferę poprzez (powiedzmy) dwukrotne zwiększenie koncentracji dwutlenku węgla. Powoduje to różnorodne procesy a atmosferze, zwiększenie temperatury atmosfery, zwiększenie ilości pary wodnej w atmosferze, zmianę pokrywy chmur, zmianę temperatury oceanu. Ten proces zmian może następować przez wiele lat. W tym czasie następuje zmiana strumieni promieniowania słonecznego na szczycie atmosfery poprzez zmianę odbijalności promieniowania słonecznego (SW) oraz poprzez zmianę wypromieniowania długofalowego (LW). Zmiana ta jest wyrażona poprzez wielkość


N= (\text{atmosphera}_0 - \text{wymuszenie})_\text{SW} - (\text{atmosfera}_0 - \text{wymuszenie})_\text{LW}

Następnie czekamy dostatecznie długo (w sytuacji kiedy system klimatyczny ma ocean, tak jak Ziemi, mogą to byc setki lat) -aż do ustalenia się nowej równowagi klimatycznej, w której znowu na szczycie atmosfery ilość zaabsorbowanego promieniowania słoneczego jest równa ilości wyemitowanego promieniowania długofalowego. Zakładamy, i jest to ważne założenie oparte na analizie wyników modeli klimatycznych, że ta zmiana może być przybliżona liniowo poprzez wyrażenie


N(t) = F - \alpha \Delta T_s(t)

gdzie wielkość F nie zależy w żaden sposób od zmian uśrednionej temperatury przy powierzchni Ziemi, natomiast współczynnik  \alpha opisuje współczynnik wrażliwości klimatycznej systemu (dla przykładu różna wielkość oceanu światowego będzie dawała różne współczynniki). Wzór ten ma ważne konsekwencje, mianowicie wymuszanie radiacyjne jest zdefiniowane przez N(t=0), natomiast wrażliwość klimatyczna  \Delta T_s(t) jest zdefiniowana jako temperatura w czasie, w którym osiągnięta jest równowaga na szczycie atmosfery czyli wtedy kiedy N(t)=0. Dla tego czasu mamy


F = \alpha \Delta T_s(t)

Ta definicja, uwzględnia dostosowanie się atmosfery do szybkich zmian klimatycznych wynikających z początkowego wymuszania radiacyjnego. W praktyce wielkości F oraz wrażliwośc klimatyczną oraz współczynnik wrażliwości atmosferycznej można oszacować przez analizę wyników modelu klimatycznego.


Wpływ chmur[edytuj | edytuj kod]

Z wyników globalnych modeli klimatu można ocenić także rodzaj zachmurzenia i pokrywę chmur na Ziemi. Dzieki temu można oszacować efekty wpływu chmur na zmianę wypadkowego promieniowania słonecznego i podczerwonego na szczycie atmosfery. Dzieki temu można wyznaczyć zależność czasową odchylenia tej wielkości od początkowego stanu bez zaburzenia.


N_C(t) = F_C - \alpha_C \Delta T_s(t)

gdzie wielkość F_C nie zależy w żaden sposób od zmian temperatury przy powierzchni Ziemi i opisuje wpływ wymuszenie radiacyjne na chmury (bez zmiany temperatury na powierzchni Ziemi), natomiast współczynnik  \alpha_C opisuje wrażliwość klimatyczną systemu uwzględniającą efekt zmian temperatury Ziemi na chmury. W praktyce wymuszanie radiacyjne przez chmury jest zdefiniowane przez  N_C(t=0) . [2][3]


Przypisy

  1. Gregory, J. M., W. J. Ingram, M. A. Palmer, G. S. Jones, P. A. Stott, R. B. Thorpe, J. A. Lowe, T. C. Johns, and K. D. Williams. "A new method for diagnosing radiative forcing and climate sensitivity." Geophysical Research Letters 31, no. 3 (2004).
  2. Andrews, Timothy, Jonathan M. Gregory, Piers M. Forster, and Mark J. Webb. "Cloud adjustment and its role in CO2 radiative forcing and climate sensitivity: A review." Surveys in geophysics 33, no. 3-4 (2012): 619-635.
  3. Zelinka, Mark D., Stephen A. Klein, Karl E. Taylor, Timothy Andrews, Mark J. Webb, Jonathan M. Gregory, Piers M. Forster, 2013: Contributions of Different Cloud Types to Feedbacks and Rapid Adjustments in CMIP5*. J. Climate, 26, 5007–5027. doi: http://dx.doi.org/10.1175/JCLI-D-12-00555.1