Determinazione degli effetti radiativi degli aerosol atmosferici del Mar Mediterraneo nella regione spettrale infrarossa
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Determinazione degli effetti radiativi degli
aerosol atmosferici del Mar Mediterraneo
nella regione spettrale infrarossa
Irene Mavilia
Relatore interno: WolfangoPlastino
Relatore esterno: Alcide Giorgio di Sarra
Casaccia, 6 aprile 2011
Lampedusa
(estensione ≈ 22 km2)
Picture ISS004E11850, courtesy of Earth Sciences and Image Analysis Laboratory
NASA Johnson Space Center (http://eol.jsc.nasa.gov)
Flussi radiativi
alla superficie
Proprietà ottiche
dell’aerosol
Condizioni
meteorologiche e
di copertura
nuvolosa del cielo
Lampedusa
Importanza…
• Solo un numero molto limitato di studi sono stati dedicati a
determinare l’effetto dell’aerosol nell’intervallo infrarosso.
• Ignorare questi effetti può causare errori nei modelli climatici.
• Il lavoro è stato svolto utilizzando solo dati misurati e non estrapolati
da modelli.
…e difficoltà
• Il trasferimento di flussi radiativi infrarossi è fortemente influenzato
dalle nubi e da temperatura e umidità, la cui variabilità produce una
variazione nel segnale molto maggiore di quella dovuta all’aerosol.
• È necessario avere misure di irradianza e spessore ottico molto
precise e accurate.
• L’effetto è altamente variabile con la composizione e la quantità
dell’aerosol e quindi con il tempo e la regione geografica considerata.
Trasferimento radiativo
dI λ = −kλ ρI λ ds
Spessore ottico monocromatico
del mezzo, tra 0 e s1:
s1
τ λ ( s1 ,0) = ∫ kλ ρ ⋅ ds'
0
Caso generale:
dI λ SORGENTE:
= −Iλ + Jλ
dτ λ
• emissione
(flussi terrestri)
• diffusione nella Legge di Beer-Bouguer-Lambert
ESTINZIONE:
• assorbimento
stessa direzione I λ ( s1 ) = I λ (0) exp(−τ λ )
(flussi solari)
• diffusione in altre direzioni
Aerosol atmosferico
particelle micrometriche e sub micrometriche, solide o liquide, sospese in aria
ORIGINE
• Naturale: particelle provenienti da deserti, spume marine, eruzioni
vulcaniche, incendi boschivi, reazioni chimiche di gas naturali,…
• Antropica: particelle emesse da processi di combustione,
industriali, di inquinamento urbano,…
SUL CLIMA
• Effetto diretto: interazione con la radiazione
• Effetto indiretto: funzione di nuclei di condensazione per acqua o
ghiaccio, modificando le proprietà ottiche, la quantità e l’evoluzione
delle nubi
IPCC
IntergovernmentalP
anel on
ClimateChange
"Quarto Rapporto di
Valutazione" (2007)
Forcing radiativo
dovuto all’aerosol:
• negativo
• caratterizzato da una
grande incertezza
Obiettivo: migliorare il
livello di comprensione
scientifica per ridurre
queste incertezze
Proprietà ottiche dell’aerosol
s
I λ ( s)
• Spessore ottico τ λ ( s,0) = ∫ kλ ρ ⋅ ds = − ln
(estinzione=diffusione+assorbimento) 0 I λ (0)
• Esponente di Ångström τ ( λ1 )
ln
τ (λ 2 )
Per l’aerosol: α ≅ [0 ÷ 2] α =− ⇒ τ = τ (1 µ m ) λ − α
λ1
Per le molecole: α ≅ 4 ln
λ2
Radiometro MFRSR
(MultifilterRotatingShadowbandRadiometer)
Il radiometro MFRSR misura l’irradianza solare incidente
utilizzando la banda oscurante per separare le componenti globale
(G) e diffusa (D) del campo radiativo, ricavando la componente
diretta (I) dalla sottrazione delle due: I=G-D
1 canale a banda larga ≈(300 ÷ 1000) nm
6 canali centrati a 415.6, 495.7, 614.6, 672.8, 939.6 nm e di ampiezza ≈ 10 nm
Per ogni banda: Vλ = k ⋅ I λ
Legge di Lambert-Beer I λ = I λ 0 exp[−mτ λ ] (τ λ )tot = (τ λ )aerosol+ (τ λ )R + (τ λ )ass
Specie atmosferiche che pesano di più nello
spessore ottico di assorbimento (τ λ ) ass :
• NO2 per la banda a 415.6 nm
• O3 per le bande a 495.7, 614.6, 672,8 nm
• H2O per la banda a 939.6 nm
Misura di contenuto colonnare di vapor d’acquaPirgeometro
Misura irradianza IR (4÷100) µm
verso il basso
L’uscita della termopila è una tensione ΔV proporzionale
alla differenza di temperatura ΔT tra la base e la
sommità della termopila: ∆T = α∆V
Rnet = (Rdn ↓ −Rup ↑) = k∆T Flusso emesso dalla termopila
Flusso trasmesso dalla cupola
Rup ↑= ε 0σ ⋅ TS4
alla superficie della termopila
Porzione del flusso emesso
verso l’alto dalla termopila e
Rdn ↓= Hτ + ε 0 ρσ ⋅ TS4 + εσ ⋅ Td4
riflesso indietro alla termopila
Flusso emesso dalla cupola
alla termopila
Equazione di Calibrazione: [Albrecht and Cox, 1974]
∆V
H= + k 2σTC4 − k3σ (Td4 − TC4 )
sPeriodi e tipologia dei dati
DAL RADIOMETRO MFRSR:
– serie di misure di spessore ottico ai 6 diversi canali e di esponente di
Ångström dal 03/01/2006 al 31/03/2010, campionate ogni 15 secondi
– serie di misure e di contenuto colonnare di vapor d’acqua, dal 3/01/2006
all’1/12/2008, campionate ogni 15 secondi
DAL PIRGEOMETRO:
serie di misure calibrate di irradianza nella regione spettrale (4 ÷ 50) µm, dal
23/03/2006 all’11/03/2010, campionate ogni 30 secondi
DALLA TORRE METEOROLOGICA:
serie di misure di temperatura e umidità relativa dell’aria dall’1/01/2006 al
12/03/2010, campionate ogni 10 minutiAnalisi
• Pulizia manuale dei dati del pirgeometro
• Programmazione con IDL:
– Selezione dei dati nei periodi di cielo sereno
– Unificazione e omogeneizzazione dei dati a 5 minuti
(medie e interpolazioni)
– Classificazione di tre diversi tipi di aerosol
– Selezione delle irradianze in un ristretto intervallo di
temperatura e umidità
– Riduzione dei dati dispersi
– Determinazione dell’efficienza di forcing radiativo
infrarosso dovuto ad ogni tipo di aerosol a LampedusaForcing
Concetto di forcing radiativo diretto (ΔF) dovuto a un agente perturbante come
l’aerosol, relativamente all’intervallo spettrale infrarosso, solare o entrambi.
↓ ↑ ↓ ↑
Alla superficie:
∆F = ( F − F ) − ( F − F )
ca ca sa sa
Si può assumere che l’emissione verso l’alto , pari a ε SσTS , sia la stessa sia in
4
presenza che in assenza di aerosol:
• l’emissività dipende solo dalla caratteristiche della superficie
• la temperatura superficiale del mare varia lentamente
↓ ↓
∆F ≅ F − F ca sa
Differenza tra le irradianze infrarosse verso il
basso: quantità misurate dal pirgeometro
∆F > 0 Riscaldamento della superficie
∆F < 0 Raffreddamento della superficieMETODO DIRETTO:
regressione lineare y=A+Bx
x = spessore ottico a 495.7 nm
y = irradianza infrarossa verso il basso (Wm-2)
Errore totale su x e su y σ tot = σ x2 + σ x2
Deviazione standard della media 1
1 N −1 2
σx = ∑ (x j − x)
2
N ( N − 1) j =0
Errore dominato dall’evoluzione nel
tempo della grandezza fisica x
Propagazione degli errori di misura
1
∑ j (σ x j ) 2
2 Pendenza della retta B:
σx =
N2 ∆F
B= = EFFICIENZA DI FORCING
Errore dominato dagli errori sistematici ∆τ
di calibrazioneSelezione delle misure Considerazioni
di irradianzain statistiche
intervalli ristretti di
temperatura e vapor
T = (26 ÷ 26.5) °C
d’acqua colonnare
T = (17 ÷ 17.5) °C
Ampiezza degli intervalli:
•TEMPERATURA
ΔT=0.5°C
•VAPOR D’ACQUA COLONNARE
ΔCWV=0.25 cm
(CWV = Columnar Water Vapor:
grandezza che tiene conto della quota)ESTATE
(insieme totale dei dati)
T = (26 ÷ 26.5) °C CWV = (2.25 ÷ 2.50) cmPRIMAVERA/AUTUNNO
(insieme totale dei dati)
T = (17 ÷ 17.5) °C CWV = (1.25 ÷ 1.50) cmDifferenti tipi di aerosol a Lampedusa
Tipo di aerosol τ (495,7 nm) α
BU: urbano-da combustione ≥ 0,1 ≥ 1,5
(biomassBurning-Urban/industrial)
DD: desertico (DesertDust) ≥ 0,15 ≤ 0,5
M: misto (Mixed) >0 0,5BU e DD primavera/autunno
BU DD
T=(18 ÷ 18.5)°C e WVC=(0.75 ÷ 1) cm T=(17 ÷ 17.5)°C e WVC=(1.25 ÷ 1.50) cm
B=(-76.8 ± 48.4) Wm-2p-value=0.15>5% B=(43.5 ± 5.7 ) Wm-2 p-valueTOT e M primavera/autunno
TOT M
T=(17 ÷ 17.5)°C e WVC=(1.25 ÷ 1.50) cm T=(16 ÷ 16.5)°C e WVC=(1.25 ÷ 1.50) cm
B=(27.6 ± 3.8 ) Wm-2 p-valueBU e DD estate
BU DD
T=(27 ÷ 27.5)°C e WVC=(1.75 ÷ 2) cm T=(26.5 ÷ 27)°C e WVC=(2.25 ÷ 2.50) cm
B=(-0.8 ± 5.6 ) Wm-2 p-value=0.88>5% B=(39.9 ± 3.1 ) Wm-2 p-valueTOT e M estate
TOT M
T=(26 ÷ 26.5)°C e WVC=(2.25 ÷ 2.50) cm T=(26.5 ÷ 27)°C e WVC=(1.75 ÷ 2) cm
B=(31.9 ± 2.1 ) Wm-2 p-valueContributo percentuale dell’efficienza di
forcing infrarosso
Efficienze di forcing solare
giornaliere (FEd)
Di Biagio et al., JGR, 2009
Tipi di aerosol Efficienze di forcing %infrarossaFEd
infrarosso (Wm-2) (rispetto al totale)
TOT estate 31.9 ± 2.1 24.3 %
DD estate 39.9 ± 3.1 31.9 %
M estate 64.4 ± 6.4 35.2 %
TOT primavera/autunno 27.6 ± 3.8 25.7 %
DD primavera/autunno 43.5 ± 5.7 39.9 %
Efficienza di forcing totale = infrarossa + solareConclusioni • Il lavoro è in sintonia con gli studi che concordano nell’affermare che il raffreddamento della superficie terrestre indotto dall’aerosol nella banda solare può essere parzialmente compensato dall’effetto di riscaldamento nell’infrarosso. • Una migliore determinazione del forcing infrarosso può aiutare a ridurre parte delle incertezze relative agli scenari climatici. • Questo lavoro può considerarsi uno tra i primi studi sull’argomento ed in particolare sull’area del Mar Mediterraneo. • Rappresenta però un primo passo nella ricerca in questo campo e solleva problematiche che aprono la strada a studi futuri. • Possibile sviluppo: considerare il contributo notturno dell’aerosol nell’infrarosso.
GRAZIE
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