Emisje gazów cieplarnianych do atmosfery sprawiają, że ciepło kumuluje się w dolnej atmosferze (troposferze), a chłód wzrasta w górnej (stratosferze). Tak więc pionowy profil temperatury wyraźnie wskazuje, jaka jest przyczyna globalnego ocieplenia.
Troposfera ogrzewa się przede wszystkim dzięki parze wodnej. Według równania Clausiusa–Clapeyrona na każdy 1°C wzrasta jej ilość o około 7 procent.
Podnoszenie tropopauzy i koncentracja CO2 jako przyczyny ochładzania stratosfery
Górna troposfera nagrzewa się bardziej niż dolna, gdyż ciepłe powietrze unoszące się z powierzchni planety na szczycie troposfery ochładza się, a para wodna skrapla i oddaje ciepło utajone atmosferze.
Z kolei silnie nagrzana górna troposfera wymusza w ten sposób podnoszenie się tropopauzy, która z kolei „wypycha” stratosferę w górę, powodując jej kurczenie się i ochładzanie.
Ponadto stratosfera ochładza się, ponieważ w górnej troposferze i dolnej stratosferze zwiększa się ilościowo koncentracja (stężenie) dwutlenku węgla, która intensywnie nasila wypromieniowywanie fotonów promieniowania podczerwonego w kosmos.
Powietrze w tropopauzie nagrzewa się przez oddziaływanie ozonu stratosferycznego. Przemieszcza się ono w górę, podnosząc się o około 100–200 metrów na dekadę. W dużej mierze ten mechanizm termofizyczny jest jednak zależny od wzrostu temperatury oraz objętości powietrza przy spadku jego gęstości.
Rys. Tropopauza sięga dużych wysokości na szerokościach geograficznych zwrotnikowych, a małych wysokości na szerokościach geograficznych polarnych.
Skąd jeszcze uciekają w kosmos fotony promieniowania podczerwonego?
Z powierzchni planety fotony promieniowania podczerwonego uciekają w kosmos tylko i wyłącznie przez okno atmosferyczne, którego przepuszczalność jest największa w regionach zimnych i suchych, zwłaszcza tam, gdzie niebo jest czyste, bez chmur i z niską zawartością gazów cieplarnianych.
Podobnie fotony uciekają ze szczytu atmosfery, przede wszystkim z górnej troposfery. Jednak jej ocieplanie sprawia, że gromadzi się tam coraz więcej pary wodnej — najważniejszego pochłaniacza promieniowania podczerwonego.
Dlatego troposfera, zwłaszcza górna, jeszcze bardziej się nagrzewa, wymuszając dalsze podnoszenie i poszerzanie tropopauzy oraz kurczenie i ochładzanie stratosfery.
W cieplejszym świecie poziom ciśnienia „wspina się” wyżej
Gdy wzrasta temperatura w troposferze i tropopauzie, zwłaszcza na wyższych wysokościach, to poziom ciśnienia – np. 100, 200, 300, 400, 500 hPa – wraz ze wzrostem temperatury i objętości powietrza „wspina” się na wyższą wysokość.
Np. przy ciśnieniu atmosferycznym 300 hPa:
a) w 1965 r. na wysokości 8.9 km (±0.2 km) średnia globalna temperatura wynosiła −46 °C (±1 °C) (227.15 K), objętość powietrza atmosferycznego wynosiła 2.17 m³/kg, gęstość powietrza tego wynosiła 0.460 kg/m³
b) w 1995 r. na wysokości 9.2 km (±0.2 km) średnia globalna temperatura wynosiła −45 °C (±1 °C) (228.15 K), objętość powietrza atmosferycznego wynosiła 2.18 m³/kg, gęstość powietrza tego wynosiła 0.458 kg/m³
c) w 2025 r. na wysokości 9.5 km (±0.25 km) średnia globalna temperatura wynosi teraz −44 °C (±1 °C) (229.15 K), objętość powietrza atmosferycznego wynosi teraz 2.19 m³/kg, gęstość powietrza tego wynosi teraz 0.456 kg/m³
Wysokość 300 hPa rośnie: z ≈8.9 km (ok. 1965) → ≈9.2 km (ok.1995) → ≈9.5 km (ok.2024/2025). To rząd wielkości podnoszenia ~0.3 km na 30 lat (zależnie od regionu i sezonu). Trend jest zgodny z obserwacjami:
– reanaliz:
ERA-Interim (ECMWF, 1979–2019)
Pokazuje trend podnoszenia tropopauzy na średnich szerokościach: ~50–70 m/dekadę.
ERA5 (ECMWF, 1950–2024)
Potwierdza ciągły trend podnoszenia tropopauzy i ochładzania stratosfery w warstwach 100–50 hPa.
MERRA-2 (NASA GMAO, od 1980)
Bardzo dobrze odwzorowuje dynamikę tropikalnej tropopauzy (TTL). Pokazuje jej podnoszenie o ~40–50 m/dekadę.
JRA-55 (Japan Meteorological Agency, od 1958)
Klasyczny wynik: tropopauza rośnie od początku lat 60.
NCEP/NCAR Reanalysis (NOAA, od 1948)
Starsza i mniej precyzyjna, ale trend tropopauzy jest zgodny z ERA i MERRA. Używana głównie jako potwierdzenie długoterminowe.
– radiosond:
IGRA (Integrated Global Radiosonde Archive, NOAA)
Największa światowa baza radiosond od lat 50. (ponad 1500 stacji). Analizy pokazują: tropopauza w latach 1980–2020 podniosła się o ~150–200 m globalnie.
RAOBCORE / RICH (Uniwersytet Wiedeński)
Homogenizowane obserwacje radiosond (oczyszczone z błędów instrumentów). Potwierdzają trend ochładzania stratosfery i rosnącą wysokość tropopauzy.
Stacje klasyczne (długie serie)
Najbardziej znane stacje radiosond, używane w publikacjach w recenzowanych czasopismach, to:
– Lindenberg, Niemcy (DWD) — dane od lat 50.
– De Bilt, Holandia
– Hilo, Hawaje (dla tropopauzy tropikalnej)
– Pago Pago, Samoa
– Ny-Ålesund i Sodankylä (Arktyka)
Wszystkie pokazują:
-> rosnącą wysokość tropopauzy,
-> spadek temperatury w dolnej i środkowej stratosferze,
-> wzrost temperatury górnej troposfery.
Rys. Lokalizacje stacji radiosond dla zestawu danych RATPAC-lite (czerwone kółka) i stacji lidarowych (niebieskie kropki) wykorzystanych tutaj. Źródło: William J. Randel et al., 2009/CC BY-SA 4.0
Temperatura i objętość powietrza także „wspina się”, ale jego gęstość spada
Temperatura na 300 hPa wzrosła nieznacznie: rzędu kilkudziesięciu setnych do kilku dziesiętnych °C na dekadę. −46 → −45 → −44 °C (globalne uśrednienie ujemnej temperatury wysoko w atmosferze). To pokazuje jak nastąpiło w ciągu minionych 60 lat ocieplenie górnej troposfery.
Objętość właściwa rośnie (gęstość maleje) — przykład: 1 kg powietrza przy 300 hPa zajmował ~2.17 m³ (1965), dziś ~2.19 m³. Jest to wprawdzie zmiana niewielka procentowo (~0.9% na przestrzeni 60 lat), ale systematyczna i spójna ze wzrostem temperatury.
Jednak szacunkowe dane nie są do końca doskonałe
Oczywiście są też niepewności i ograniczenia, ale reanalizy (np. ERA5) i radiosondy dają najlepsze oszacowania. Przed 1979 reanalizy są mniej silnie związane z pomiarami satelitarnymi (stąd w w przeszłości wynikała większa niepewność). Dlatego też właśnie wartości z 1965 r. wykazują większą niepewność.
Ponadto regionalne różnice są dość duże. Tropiki zawsze będą cieplejsze dla poziomu ciśnienia 300 hPa, a wysokie szerokości zimą znacznie chłodniejsze dla tego poziomu.
W każdym razie podane wyżej dane liczbowe są globalnymi uśrednieniami.
Także wyżej „wspina się” punkt rosy, czyli podnoszenie poziomu kondensacji, oraz wyżej formują się chmury
Powietrze wznosi się do góry – czy to przed globalnym ociepleniem, czy też od co najmniej 175 lat w wyniku globalnego ocieplenia z winy ludzkiej – pod wpływem konwekcji termicznej (ciepło jawne) oraz ewapotranspiracji, czyli parowania z liści roślin i gleb (ciepło utajone).
Na wyższym poziomie nie tylko jest, wcześniej wspomniane, przykładowe ciśnienie 350 hPa, ale też powietrze wyżej skrapla się (osiąga tzw. punkt rosy/poziom kondensacji (LCL) na danej wysokości), i wyżej formują się chmury w cieplejszym świecie.
Jak działa mechanizm adiabatyczny pary wodnej w korelacji z atmosferą?
Tu trzeba wyjaśnić ten mechanizm. Otóż, wilgotność względna przykładowej cząstki powietrza osiąga nasycenie 100 proc. w stosunku do wody dopiero po schłodzeniu jej przez unoszenie adiabatyczne (jest to proces, w którym nie dochodzi do wymiany ciepła między układem (np. parą wodną) a jej otoczeniem (atmosferą)) w suchym powietrzu.
Wilgotność ta wzrasta po schłodzeniu tejże cząstki powietrza, ponieważ ilość pary wodnej zawartej w nim (czyli wilgotności właściwej tego powietrza) pozostaje stała, podczas gdy ciśnienie pary nasyconej spada niemal wykładniczo wraz ze spadkiem temperatury.
Jeśli owa cząstka powietrza unosi się wyżej niż punkt rosy (temperatura rosy)/podnoszenie poziomu kondensacji (LCL), para wodna zawarta w niej zacznie się wówczas kondensować i zaczną formować się kropelki chmur.
Rys. Schemat LCL w odniesieniu do temperatury (T) i punktu rosy oraz ich wysokości (Z); w celach informacyjnych naszkicowano również krzywą wilgotnej temperatury adiabatycznej powyżej LCL. Źródło: Izochrona. Frogsaregreen/CC BY-SA 4.0
Na granicy tropopauzy z ozonosferą powietrze nie tylko nagrzewa się, ale też rozchodzi się na „boki”
Dochodząc do poziomu tropopauzy powietrze przestaje wraz z wysokością ochładzać się, ale zaczyna powoli nagrzewać. Można założyć, że to jest efekt ozonosfery, gdzie gaz cieplarniany ozon pochłania promieniowanie słoneczne relatywnie nagrzewając stratosferę wraz z wysokością.
Czyli, unosząc się od powierzchni do góry aż do tropopauzy powietrze ochładzając się rozpręża się, ale gdy dotrze do niej, ogrzewając się – pod wpływem wspomnianego skraplania powietrza i oddawania ciepła atmosferze przez parę wodną – spręża się.
Generalnie powietrze na szczycie tropopauzy rozchodzi się na boki. A więc konwekcja termiczna powietrza zmienia się w adwekcję termiczną. Dzięki temu skroplona para wodna i chmury na wyższych wysokościach rozprzestrzeniają się po globie.
Mechanizm zamiany konwekcji termicznej w adwekcję termiczną również „wspina się”
Tak zachodzą te procesy hydrotermiczne przede wszystkim w konwekcjach na równiku i na średnich szerokościach (na obu półkulach w tej drugiej). Tyle, że cały czas to też stymuluje wznoszenie się tropopauzy, czyli poszerzanie troposfery i kurczenie się stratosfery. I jednocześnie nagrzewanie się troposfery (choć cały czas wraz z z wysokością ochładza się) i ochładzanie stratosfery (choć cały czas z wysokością nagrzewa się). W tym przypadku też skroplona para wodna i chmury to główne absorbery fotonów promieniowania podczerwonego.
Jak widać cały czas ten poziom chmurowo-adwekcyjny wspina się w górę, co niepokojące jest. Dlatego, że im więcej jest chmur na wyższych wysokościach, tym więcej pochłaniają wspomnianych fotonów ziemskiego promieniowania podczerwonego oraz niestety mniej odbijają w efekcie albedo promieni słonecznych w kosmos. I także niestety, chmur na niższym poziomie z wyższym albedo i mniejszą absorpcją z powierzchni planety w coraz cieplejszym świecie jest coraz mniej.
Dane liczbowe wznoszenia się chmur i poziomu kondensacji nie są na szczęście jeszcze tak duże. Są jednak możliwe do odwrócenia
Szacunkowe dane średnich wznoszenia się chmur na wyższe wysokości, i tak samo podnoszenia się poziomu kondensacji na wyższe wysokości w ciągu 60 lat dla poszczególnych regionów Ziemi są następujące:
a) tropiki (Międzyzwrotnikowa Strefa Konwergencji (ITCZ), oceany tropikalne) w 1965 r.: do ok. 700 m, w 1995 r.: do ok. 750 m, w 2025 r.: do ok. 800
Wniosek: Tropiki mają niskie poziomy wznoszenia kondensacji przy dużej wilgotności powietrza, dlatego zmiany są małe i w dużej mierze zależą od lokalnej wilgotności
b) strefa umiarkowana (średnie szerokości) w 1965 r.: do ok. 1000 m, w 1995 r.: do ok. 1050 m, w 2025 r.: do ok. 1100 m
Wniosek: Strefa umiarkowana odznacza się tendencją lekkiego podnoszenia poziomu kondensacji w wielu miejscach (w niektórych sezonach mają miejsce suchsze warunki i wyższe wznoszenie się poziomu kondensacji)
c) regiony suche, kontynentalne w 1965 r.: do ok. 1500 m, w 1995 r.: do ok. 1600 m, w 2025 r.: do ok. 1700 m
Wniosek: Regiony suche, kontynentalne wyróżniają się ty, że podnoszenie poziomu kondensacji jest znacząco wysokie i może też występować przy zwiększonych okresach suszy
d) Arktyka, czyli regiony polarne w letnich okresach, mających związek z topnieniem lodu morskiego w 1965 r.: do ok. 1200 m (uwaga, tu jest duża zmienność), w 1995 r.: do ok. 1250 m, w 2025 r.: do ok. 1300 m
Wniosek: Arktyka charakteryzuje się występowaniem silnej sezonowości, np. podczas lokalnych warunków, gdy ma miejsce topnienie roztopowych stawów w lodzie morskim, które wpływają na temperaturę rosy i podnoszenie poziomu kondensacji w atmosferze
Całkowita globalna wartość przedstawia się następująco: w 1965 r.: do ok. 300 m, w 1995 r.: do ok. 300 m i w 2025 r.: do ok. 350 m.
W skali planety ostateczny wiosek jest następujący:
Zmiany globalnego średniego podnoszenia poziomu kondensacji (LCL) na przestrzeni minionych 60 lat są mimo wszystko małe, sięgające najwyżej do rzędu dziesiątek metrów, ale lokalnie oraz sezonowo te zmiany mogą być znaczące, nawet osiągające setki metrów. I tu przykładowo miejscowe analizy wskazują nie tylko wzrosty, ale też spadki LCL. Wszystko jednak w dużej mierze jest zależne od regionu i sezonu.
W każdym razie ten mechanizm można dość dobrze spowolnić, a nawet ustabilizować, ale jest jeden warunek: całkowita redukcja emisji gazów cieplarnianych aż do ich wyzerowania.
Referencje:
1. Podnoszenie się tropopauzy i rozszerzanie troposfery
Ben D. Santer et al. (2003). Contributions of Anthropogenic and Natural Forcing to Recent Tropopause Height Changes.
Journal of Geophysical Research: Atmospheres, American Geophysical Union (AGU).
https://stephenschneider.stanford.edu/Publications/PDF_Papers/santertext.pdf
Thomas Birner (2010). Recent widening of the tropical belt from global tropopause statistics.
Journal of Geophysical Research: Atmospheres, AGU.
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2010JD014664
Suzann Tegtmeier et al. (2020). Temperature and tropopause characteristics from Reanalyses Date and Tropical Tropopause Layer.
Atmospheric Chemistry and Physics, EGU.
https://acp.copernicus.org/articles/20/753/2020/
2. Ochładzanie stratosfery (CO₂ i podnoszenie tropopauzy jako główne przyczyny)
William J. Randel et al. (2009). An update of observed stratospheric temperature trends.
Reviews of Geophysics, AGU.
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2008JD010421
A. C. Maycock et al. (2016). The contribution of ozone to future stratospheric temperature trends.
Geophysical Research Letters, AGU.
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2016GL068511
3. Mechanika promieniowania i rola CO₂ w stratosferze
R. M. Goody & Y. L. Yung (1989). Atmospheric Radiation: Theoretical Basis.
Oxford University Press.
https://academic.oup.com/book/40894
K. N. Liou (2002). An Introduction to Atmospheric Radiation (2nd ed.).
Academic Press (Elsevier).
https://shop.elsevier.com/books/an-introduction-to-atmospheric-radiation/liou/978-0-12-451451-5
4. Fizyczne podstawy kondensacji, punktu rosy i podnoszenia poziomu kondensacji (LCL)
David Bolton (1980). The computation of equivalent potential temperature.
Monthly Weather Review, American Meteorological Society (AMS).
(Zawiera klasyczne równanie LCL -> H^LCL = 125 x (T – T^d))
http://wwwdca.iag.usp.br/material/hallak/AGM-5716/Artigo_Bolton1980/Bolton-MWR-1980.pdf
Roland Stull (2017). Practical Meteorology: An Algebra-based Survey of Atmospheric Science.
University of British Columbia Press (open textbook).
https://www.eoas.ubc.ca/books/Practical_Meteorology/
5. Konwekcja termiczna, rozszerzanie kolumny powietrza i fizyka tropopauzy
James R. Holton (2004). An Introduction to Dynamic Meteorology (4th ed.).
Academic Press (Elsevier).
https://shop.elsevier.com/books/an-introduction-to-dynamic-meteorology/holton/978-0-12-354015-7
John M. Wallace & Peter V. Hobbs (2006). Atmospheric Science: An Introductory Survey (2nd ed.).
Academic Press (Elsevier).
https://shop.elsevier.com/books/atmospheric-science/wallace/978-0-12-732951-2
6. Chmury wysokie, sprzężenia radiacyjne i zmiany wysokości kondensacji
Joel R. Norris & Anthony Slingo (2009). 2 Trends in Observed Cloudiness and Earth’s Radiation Budget: What Do We Not Know and What Do We Need to Know?.
MIT Press Scholarship Online. Oxford Academic.
https://academic.oup.com/mit-press-scholarship-online/book/35618/chapter-abstract/306615878
Dennis L. Hartmann (2016). Global Physical Climatology (2nd ed.).
Academic Press (Elsevier).
https://allegro.pl/oferta/hartmann-dennis-l-global-physical-climatology-17956931762