Press "Enter" to skip to content

Bilans energetyczny

Pojęcie bilansu energetycznego odnosi się do klimatologicznego rachunku przychodu i rozchodu promieniowania elektromagnetycznego. Po stronie przychodów znajdujemy promieniowanie docierające do Ziemi ze Słońca, podczas gdy rozchody to zarówno promieniowanie słoneczne odbijane przez Ziemię z powrotem w kosmos, jak i własne promieniowanie planety.

Około 80% energii wysyłanej ze Słońca to promieniowanie widzialne (światło) i bliska podczerwień. Część tego strumienia dociera do powierzchni Ziemi i jest przez nią pochłaniana. W efekcie Ziemia ogrzewa się i zaczyna emitować własne promieniowanie. Ponieważ planeta jest chłodniejsza od Słońca, jej promieniowanie jest mniej energetyczne: 100% wysyłanej energii przypada na daleką podczerwień.

Szczegóły przepływu strumieni promieniowania przedstawia schematycznie ryc. 1. Wynika z niej, że średni strumień promieniowania słonecznego, docierający do górnej granicy atmosfery wynosi 341,3 Wm-2. Część tego strumienia jest absorbowana przez atmosferę (22,9%) oraz przez powierzchnie lądów i oceanów (47,2%). Reszta (29,9%) zostaje odbita w kosmos.

Ryc. 1. Średni roczny bilans radiacyjny Ziemi [Rys.: Trenberth K.E., Fasullo, J.T., Kiehl, J., 2009, “Earth’s Global Energy Budget”, doi: 10.1175/2008BAMS2634.1]
O ilości promieniowania odbitego decyduje albedo powierzchni. Albedo równe 100% oznacza odbicie całego padającego promieniowania, podczas gdy albedo równe 0% to całkowite pochłonięcie promieniowania. Wysokim albedo (ponad 90%) charakteryzuje się na przykład świeży śnieg (dlatego w słoneczny dzień może oślepiać!), niskim (około 10-20%) woda i asfalt.

Średnie albedo dla całej Ziemi (i jej atmosfery) to właśnie wspomniane wcześniej 29,9%. Jednak jak widać na ryc. 2b, wartość ta jest różna w poszczególnych regionach świata. Największym albedo (>70%) charakteryzują się czapy lodowe Antarktydy i Grenlandii. Duże wartości (ponad 50%) zaobserwować można także w regionie pustyń i pasie równikowym. Natomiast najmniejsze wartości (poniżej 10%) występują na oceanach. Tak sytuacja wygląda, gdy uwzględniamy atmosferę, w której nie ma chmur.

Ryc. 2. Albedo powierzchni Ziemi w warunkach nieba rzeczywistego, tzn. z chmurami (a) i nieba bezchmurnego (b). Dane z misji CERES (satelita Aqua), lata 2003-2004. [Rys.: NASA].
Co się zmieni, gdy dodamy chmury? Ten przypadek pokazuje ryc. 2a. Jak widać albedo nie zmieniło się tylko w regionie pustyń lodowych i zwrotnikowych (tam chmury pojawiają się bardzo rzadko, więc ich pojawienie się nie robi różnicy). Jednak nad innymi powierzchniami albedo wyraźnie wzrosło. Doskonale widać to w przypadku oceanów, a szczególnie lasów tropikalnych – tam średnie roczne zachmurzenie sięga aż 70-80% czasu.

Z ryc. 2 wynika przede wszystkim to, że Ziemia bez chmur byłaby „ciemniejsza” (średnie globalne albedo wyniosłoby 15% wobec faktycznego 30%), a więc absorbowałaby więcej promieniowania: głównie w oceanach. Oznacza to, że chmury, poprzez swoje duże albedo, przyczyniają się do redukcji promieniowania pochłoniętego przez Błękitną Planetę. Innymi słowy – efekt chmurowego albedo prowadzi o ochładzania atmosfery.

W układzie, który rozpatrujemy, poza Słońcem jest jeszcze jedno źródło promieniowania: Ziemia. Jej powierzchnia (lądy, oceany, w niewielkim stopniu kriosfera) absorbuje promieniowanie słoneczne, by potem je wyemitować. Zmienia się przy tym charakterystyka promieniowania. Promieniowanie padające obejmowało zakres fal do około 4 μm (tzw. krótkofalowe), podczas gdy promieniowanie Ziemi jest już promieniowaniem długofalowym (termalnym) i przypada na fale dłuższe niż 4 μm.

Gdy promieniowanie długofalowe wędruje w przestrzeń kosmiczną, musi przejść przez atmosferę. Tu jest blokowane – absorbowane przez gazy cieplarniane, na czele z najważniejszym z nich: parą wodną. Chmury – także zbudowane z wody – zachowują się podobnie jak para wodna: również przyczyniają się do magazynowania ciepła w atmosferze. Klimatolodzy mówią wprost o chmurowym efekcie cieplarnianym. Chmury więc nie tylko ochładzają atmosferę, ale i ją ogrzewają.

Który z efektów przeważa: efekt albedo czy chmurowy efekt cieplarniany? Mówi o tym wartość tzw. wymuszania radiacyjnego chmur. Wymuszanie to oblicza się jako różnicę wielkości strumienia energii między atmosferą zachmurzoną (obserwowaną) i bezchmurną (modelowaną). Dodatnia wartość wymuszenia radiacyjnego oznacza, że obecność chmur zwiększa strumień energii, wartość ujemna świadczy o redukcji strumienia energii.

Powyższego szacunku klimatolodzy dokonują często na górnej granicy atmosfery, tzn. z perspektywy obserwatora znajdującego się ponad atmosferą (w kosmosie) – można wtedy ocenić bilans energetyczny systemu ziemskiego jako całości. Wartość wymuszania radiacyjnego chmur, wyliczana waśnie w taki sposób, a do tego indywidualnie dla każdej długości fali promieniowania jest przedstawiona na ryc. 3.

Ryc. 3. Wpływ chmur na transfer promieniowanie w atmosferze (wymuszanie radiacyjne chmur). Po lewej wymuszanie w zakresie promieniowania krótkofalowego, po prawej – na falach dłuższych niż 3 mikrometry. [Rys.: Kiehl, J. T., Trenberth, K. E., 1997, Earth’s Annual Global Mean Energy Budget, doi: 10.1175/1520-0477(1997)0782.0.CO;2]
Wykresy pokazują, jak intensywność wymuszania radiacyjnego zmienia się z długością fali. Po zsumowaniu wartości okazałoby się, że całkowite wymuszanie radiacyjne w zakresie krótkofalowym wynosi -44 Wm-2 (ochładzanie wynikające z efektu albedo), a w zakresie długofalowego +31 Wm-2 (ogrzewanie wynikające z chmurowego efektu cieplarnianego). Jak widać efekt albedo jest dominujący, a w rezultacie średnie wymuszanie radiacyjne chmur w skali globalnej jest ujemne: wynosi -13 Wm-2. Chmury ochładzają klimat.

Naturalnie w różnych regionach świata wymuszanie radiacyjne chmur przyjmuje różną wartość, co widać na ryc. 4. To konsekwencje tego, że termin ‚chmura’ obejmuje obiekty o bardzo różnorodnych właściwościach fizycznych: znajdujących się na różnej wysokości w atmosferze, zbudowanych z kropel o różnej wielkości, jak również zbudowanych z kryształków lodu. Odmienność cech mikrofizycznych powoduje, że dla jednego rodzaju chmur dominujący będzie efekt albedo, dla innego – efekt cieplarniany. Są więc rodzaje chmur, które ogrzewają atmosferę, są i takie, które ją ochładzają.

Ryc. 4. Wymuszanie radiacyjne chmur (netto). Dane z misji CERES [Rys.: NASA]
Druga rzecz to globalna cyrkulacja atmosferyczna. W dużym stopniu warunkuje ona, w jakich regionach świata powstają poszczególne rodzaje chmur i w jakich proporcjach. Przykładowo, w strefie wiatrów pasatowych, między równikiem a zwrotnikami, zaobserwujemy przede wszystkim chmury płytkiej konwekcji – Cumulus i Stratocumulus. Strefa zbieżności pasatów to natomiast obszar bardzo częstego występowania chmur głębokiej konwekcji: rozbudowanych chmur burzowych Cumulonimbus. Tych ostatnich próżno natomiast szukać w strefach polarnych.

Z klimatologicznego punktu widzenia ważne jest więc by wiedzieć, gdzie i jak często pojawiają się chmury. Chodzi tu nie tylko o to, by wiedzieć jakie jest zachmurzenie nad daną lokalizacją Błękitnej Planety, ale również, jak zachmurzenie zmienia się ze wzrostem wysokości w atmosferze. Co ważne, stopień zachmurzenia zmienia się też w czasie. Sprawę skomplikować może fakt, że inny rytm dobowy i roczny wykażą niskie chmury kłębiaste, a inny wysokie chmury pierzaste.

Poznanie samego zachmurzenia ogólnego to za mało. Kluczowe jest ustalenie też jakie właściwości mikrofizyczne mają chmury, oraz jak właściwości te są modyfikowane przez otoczenie, w którym chmury powstają. Tylko wtedy możliwe będzie poprawne modelowanie transferu promieniowania w atmosferze, tzn. poprawne określenie, co się dzieje z promieniowaniem Słońca i Ziemi, które przechodząc przez atmosferę trafia na chmury.