Obserwacja pary wodnej

Niektóre gazy atmosferyczne, takie jak para wodna i CO2, pochłaniają i reemitują energię podczerwoną z atmosfery do powierzchni Ziemi. Proces ten, efekt cieplarniany, prowadzi do średniej temperatury powierzchni Ziemi, która jest o 33°C wyższa niż byłaby w przypadku jego braku. Gdyby nie efekt cieplarniany, średnia temperatura na Ziemi wynosiłaby chłodne -18 °C. Jednak to nieskraplające się lub długożyciowe gazy cieplarniane – głównie CO2, ale także metan (CH4), podtlenek azotu (N2O) i halowęglowodory (CFC, HCFC, HFC) – są czynnikami wywołującymi efekt cieplarniany. Para wodna i chmury działają jako szybkie sprzężenia zwrotne – to znaczy, że para wodna szybko reaguje na zmiany temperatury poprzez parowanie, kondensację i opady.

To silne sprzężenie zwrotne pary wodnej oznacza, że w przypadku scenariusza uwzględniającego podwojenie stężenia CO2 w stosunku do warunków przedindustrialnych, para wodna i chmury globalnie prowadzą do wzrostu energii cieplnej, który jest około trzykrotnie większy niż w przypadku długożyciowych gazów cieplarnianych. Dlatego też, mierząc zdolność do wychwytywania ciepła pochodzącego z powierzchni Ziemi, para wodna i chmury mają największy udział w ociepleniu. Ilość pary wodnej w atmosferze jest bezpośrednią odpowiedzią na ilość CO2 i innych długożyciowych gazów cieplarnianych, zwiększając się wraz z nimi.

Nie możemy bezpośrednio kontrolować ilości pary wodnej w atmosferze, ponieważ woda znajduje się wszędzie na naszej planecie – pokrywa 71% powierzchni Ziemi. Aby ograniczyć ilość pary wodnej w atmosferze i kontrolować temperaturę na Ziemi, musimy ograniczyć ilość gazów cieplarnianych, z którymi w praktyce możemy coś zrobić: CO2 i inne długożyciowe gazy cieplarniane.

GAW obserwuje parę wodną, ponieważ jest ona ważnym składnikiem atmosfery poprzez rolę, jaką odgrywa w systemie klimatycznym jako silny gaz cieplarniany i jako źródło chmur. Para wodna jest również ważna jako związek chemiczny, zarówno w troposferze jako źródło rodnika hydroksylowego, najważniejszego utleniacza w troposferze, jak i w stratosferze, gdzie ma wpływ na zubożenie warstwy ozonowej, szczególnie w rejonach polarnych.

Balon-składający się z higrometru NOAA do pomiaru punktu zamarzania (FPH, (przód), ozonosondy z elektrochemicznym ogniwem stężeniowym (ECC) (tył) i radiosondy InterMet (po lewej). Cienka rurka wlotu powietrza ze stali nierdzewnej wystaje z górnej części FPH. Podobna rurka jest mocowana do dolnej części FPH przed startem.

Pomiar pary wodnej

Atmosferyczna para wodna może być mierzona przy użyciu szerokiego zakresu technik i platform obserwacyjnych. Obserwacje te są głównie wykorzystywane do numerycznego przewidywania pogody, monitorowania i badań nad klimatem i chemią atmosferyczną. Parę wodną mierzy się in situ za pomocą instrumentów balonowych i lotniczych, a także zdalnie za pomocą czujników satelitarnych i naziemnych.

Różne techniki pomiaru pary wodnej obejmują użycie:

• Pasywnych czujników mikrofalowych zainstalowanych na platformach orbitalnych na biegunach;
• Czujników podczerwieni, które stanowią najdłuższy satelitarny zapis profilowania pary wodnej i instrumentów sondażowych;
• Wyobraźni ultrafioletowej/widzialnej/near- podczerwonej (metody pobierania danych w ciągu dnia, które wykorzystują dwa kanały i zapewniają wysoką rozdzielczość przestrzenną (~ 1 km));
• Sondowanie kabinowe, technika sondowania różnych warstw atmosfery poprzez obserwację wzdłuż stycznej półprostej, która nie przecina powierzchni Ziemi;
• Radiosondy, powszechnie stosowany instrument do sondowania in situ, który zapewnia wysokiej jakości profile wilgotności względnej (wśród innych zmiennych) z wciąż niezrównaną rozdzielczością pionową około 5 metrów – w skali globalnej każdego dnia wystrzeliwanych jest około 1000 radiosond. Czujniki wilgotności w radiosondach dostarczają dobrej jakości dane o wilgotności w większości troposfery, jednak do ich pomiarów wilgotności w górnej troposferze i stratosferze należy stosować istotne poprawki;
• Higrometry punktu zamarzania na balonach, wykorzystujące chłodzone lustro, którego temperatura jest dokładnie kontrolowana w temperaturze punktu zamarzania;
• Przyrządy naziemne, które pozwalają na półciągłe sondowanie masy powietrza nad stałą lokalizacją; oraz
• Różne samoloty komercyjne dalekiego zasięgu wyposażone w czujniki pary wodnej.

Tendencje w obserwowanej atmosferycznej parze wodnej są utrudnione przez niejednorodności w zapisach danych, które pojawiają się, gdy programy pomiarowe są przerywane z powodu, na przykład, ograniczonego czasu życia misji satelitarnych lub niewystarczająco udokumentowanych lub niezrozumiałych zmian w oprzyrządowaniu. Problemem jest również łączenie zapisów pochodzących z różnych instrumentów, które nie są ze sobą zgodne. Jednym z przykładów jest przesunięcie między zapisami z instrumentów satelitarnych HALOE i MLS. Niemniej jednak obserwacje pokazują stały wzrost całkowitej kolumny pary wodnej, jak również 30-letni wzrost netto pary wodnej w stratosferze.

Emrys Hall (CIRES, University of Colorado) przygotowuje się do wystrzelenia balonu z NOAA FPH, ozonosondą ECC i radiosondą z Marshall Field Site w Boulder, Colorado.

Para wodna w modelach klimatycznych

W drugiej połowie XX wieku ilość pary wodnej w stratosferze wykazywała trend rosnący netto, ale od 2000 roku występują okresy zarówno rosnącej, jak i malejącej obfitości (Nedoluha i in., 2013). Obecnie brakuje kompleksowego zrozumienia wszystkich mechanizmów napędzających zmiany w stratosferycznej parze wodnej. Większość transportu gazów z troposfery do stratosfery odbywa się przez tropopauzę tropikalną. Ze względu na niskie temperatury w tym rejonie atmosfery, powietrze ulega zamrożeniu i bardzo niewiele wody dostaje się do stratosfery. W rzeczywistości, ważnym źródłem stratosferycznej pary wodnej jest utlenianie metanu transportowanego z troposfery. Oczekuje się, że przyszłe ocieplenie spowodowane zmianami klimatu i rosnące stężenia metanu doprowadzą do zwiększenia ilości pary wodnej w stratosferze.

Wzrost ilości pary wodnej w górnej troposferze i dolnej stratosferze (UTLS) prowadzi do radiacyjnego ochłodzenia na tych poziomach i wywołuje ocieplenie na powierzchni. Ostatnie analizy sugerują, że ocieplenie na powierzchni Ziemi może być wrażliwe na zmiany objętościowe pary wodnej w dolnej stratosferze rzędu części na milion (ppm). Badania wykazały, że 10% spadek zawartości pary wodnej w stratosferze w latach 2000-2009 spowolnił tempo wzrostu temperatury powierzchni Ziemi w tym okresie o około 25% w porównaniu z tempem, które wystąpiłoby tylko w wyniku działania CO2 i innych gazów cieplarnianych.1 Bardziej ograniczone dane sugerują, że zawartość pary wodnej w stratosferze prawdopodobnie wzrosła w latach 1980-2000, co zwiększyłoby dekadowe tempo ocieplenia powierzchni Ziemi w latach 90-tych o około 30% w porównaniu z szacunkami pomijającymi tę zmianę. Wyniki te pokazują, że stratosferyczna para wodna jest ważnym czynnikiem wpływającym na dekadowe globalne zmiany klimatu powierzchniowego.

Wobec braku globalnych trójwymiarowych obserwacji pary wodnej, globalne produkty reanalizy są często wykorzystywane do walidacji symulacji modeli numerycznych. Dwa szeroko stosowane zestawy danych reanalitycznych to NASA Modern-Era Retrospective Analysis for Research and Applications (MERRA), jej najnowsza wersja MERRA2, oraz European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF) Interim Reanalyses.

Ostatnie badania wykazały, że dane reanalityczne dotyczące pary wodnej na dużych wysokościach atmosfery, krytycznej dla efektu cieplarnianego, nie są tak dokładne, jak wcześniej sądzono. Dane o parze wodnej dla regionu UTLS z tych zestawów danych reanalizy zostały porównane z danymi o parze wodnej z sondy Microwave Limb Sounder (MLS) na satelicie AURA. Te dane satelitarne nie były wykorzystywane przy tworzeniu tych reanaliz, więc stanowią niezależny zestaw danych, który dobrze nadaje się do walidacji. Badanie wykazało, że reanalizy dość znacznie różniły się od obserwacji MLS, zawyżając średnią roczną globalną wartość pary wodnej w górnej troposferze o około 150%. W pionie, transport pary wodnej przez tropikalną tropopauzę (16-20 km) w reanalizach jest szybszy nawet o ~86% w porównaniu z obserwacjami MLS. W tropikalnej dolnej stratosferze (21-25 km), średni transport pionowy z ECMWF jest o 168% szybszy niż szacunki MLS, podczas gdy MERRA i MERRA2 mają prędkości transportu pionowego w granicach 10% wartości MLS. W poziomie przy 100 hektopaskalach (hPa), zarówno obserwacje MLS jak i reanalizy pokazują szybszy transport w kierunku biegunowym na półkuli północnej niż na półkuli południowej. W porównaniu z obserwacjami MLS, transport poziomy pary wodnej zarówno dla MERRA jak i MERRA2 jest o 106% szybszy na półkuli północnej, ale około 42-45% wolniejszy na półkuli południowej. Transport poziomy ECMWF jest o 16% szybszy niż obserwacje MLS na obu półkulach.

Aby dodać złożoności tym rozbieżnościom, należy również wspomnieć, że dane o parze wodnej z MLS wykazują suche biasy rzędu 10-20% w tropikalnej górnej troposferze w porównaniu do higrometrów punktu zamarzania wystrzelonych na balonach meteorologicznych z Hilo na Hawajach i San José na Kostaryce (Dale Hurst, 2016). Suchy bias MLS może nieznacznie zmniejszyć mokry bias w reanalizach MERRA i ERA Interim w odniesieniu do MLS.

Stratosferyczne trendy pary wodnej nad Boulder, Colorado, pokazują 30-letni wzrost netto stratosferycznej pary wodnej. Z Hurst et al., 2011

Te duże rozbieżności pomiędzy różnymi typami danych obserwacyjnych, oraz pomiędzy obserwacjami a wynikami reanalizy, pokazują znaczące niepewności w pomiarach, jak również nasz brak zrozumienia procesów transportu i dehydratacji w regionie UTLS. Pokazują one również, że istnieje ogromna potrzeba większej ilości i lepszych obserwacji pary wodnej w tym regionie. Jak wspomniano w części poświęconej pomiarom, obecne systemy obserwacyjne są utrudnione przez różne niedociągnięcia, takie jak ograniczony czas życia misji satelitarnych i rzadkie rozmieszczenie przestrzenno-czasowe pomiarów balonowych i naziemnych; na przykład, istnieje tylko jedno miejsce na świecie (Boulder, Colorado), gdzie istnieje ponad 30-letnia seria czasowa pomiarów balonowych pary wodnej w regionie UTLS.

Modele, które są używane do przewidywania przyszłego klimatu, wykorzystują dane z reanalizy, aby zweryfikować, czy obecny klimat jest modelowany poprawnie. Brak dokładnych danych o parze wodnej w ważnym regionie UTLS ograniczy zatem zdolność tych modeli do przewidywania przyszłego klimatu.

Para wodna jako związek chemiczny

Oprócz działania jako gaz cieplarniany i źródło chmur, cząsteczki wody biorą również udział w reakcjach chemicznych w atmosferze. Para wodna, wraz z ozonem, jest ważnym źródłem powstawania wysoce reaktywnego rodnika hydroksylowego (OH). Rodnik OH jest najważniejszym utleniaczem w dolnych warstwach atmosfery, stanowiąc dominujący pochłaniacz dla wielu gazów cieplarnianych (np. CH4, wodorochlorofluorowęglowodorów (HCFC), wodorofluorowęglowodorów (HFC)) i zanieczyszczeń (np. CO i węglowodorów niemetanowych). W czystym powietrzu rodnik OH powstaje w wyniku następującej pary reakcji chemicznych:

O3 + n (I<340nm) -> O2 + O(1D)
O(1D) + H2O -> 2OH

Obfitość OH w atmosferze zależy od ilości ozonu i pary wodnej. Produkcja OH zależy również od ilości ozonu nad głową, ponieważ określa on ilość promieniowania krótkofalowego potrzebnego do rozbicia cząsteczki ozonu.

Gdy troposfera jest dość wilgotna, stratosfera jest bardzo sucha, zwykle ze stosunkiem mieszania pary wodnej ≤ 5 ppm. Oznacza to, że zazwyczaj w stratosferze nie ma chmur. Jeśli jednak temperatura spadnie poniżej -78°C, może powstać specjalny rodzaj chmur lodowych z wody i kwasu azotowego (HNO3 – 3H2O). Na powierzchniach cząsteczek lodu zachodzą reakcje chemiczne, które przekształcają nieszkodliwe związki będące rezerwuarem chloru (kwas solny, HCl i azotan chloru, ClONO2) w formy reaktywne (tlenek chloru, ClO), które niszczą ozon.

Wzrastające stężenie pary wodnej wraz z obniżającymi się temperaturami w stratosferze – również będące konsekwencją zmian klimatycznych – spowoduje powstanie większej ilości takich chmur, a to doprowadzi do poważniejszego zubożenia ozonu, dopóki stężenie gazów niszczących ozon będzie utrzymywać się na wysokim poziomie.

Mother-of-pearl clouds in the stratosphere, about 20-25 km above the ground, form in lee-waves when strong west westly wind blow over the Norwegian mountains. Kolory są spowodowane dyfrakcją wokół cząsteczek lodu, które tworzą te chmury. Mimo swojego piękna zapowiadają one niszczenie ozonu poprzez przekształcanie pasywnych związków halogenowych w aktywne gatunki niszczące ozon.

Wyzwania w obserwacjach pary wodnej

Rozkład pary wodnej w górnej troposferze i stratosferze nie jest zbyt dobrze poznany ze względu na niedostatek obserwacji w tym rejonie atmosfery. Globalny rozkład pary wodnej w górnej troposferze i stratosferze nie jest zbyt dobrze poznany ze względu na niedostatek obserwacji o wysokiej rozdzielczości pionowej w tym rejonie atmosfery. W niektórych przypadkach istnieją również znaczne rozbieżności między danymi satelitarnymi, danymi z higrometru punktu zamarzania i reanalizami meteorologicznymi. Potrzebne są dokładniejsze dane o lepszym pokryciu geograficznym. Obserwowane trendy czasowe w zakresie pary wodnej w stratosferze są słabo poznane, co świadczy o naszym braku zrozumienia, w jaki sposób para wodna dostaje się do stratosfery. Są to obszary, którymi GAW zajmie się w przyszłości.

Forster, P. M. de F., and K. P. Shine (2002), Assessing the climate impact of trends in stratospheric water vapor, Geophys. Res. Lett., 29, 1086, doi:10.1029/2001GL013909.

Hurst, D.F., S.J. Oltmans, H. Vömel, K.H. Rosenlof, S.M. Davis, E.A. Ray, E.G. Hall and A.F. Jordan, 2011: Stratosferyczne trendy pary wodnej nad Boulder, Colorado: Analysis of the 30 year Boulder record. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 116(D2):D02306, doi:10.1029/2010JD015065.

Hurst, D.F., 2016, komunikacja osobista.

Jiang, Jonathan H., Hui Su, Chengxing Zhai, Longtao Wu, Kenneth Minschwaner, Andrea M. Molod, Adrian M. Tompkins, 2015: An assessment of upper troposphere and lower stratosphere water vapor in MERRA, MERRA2, and ECMWF reanalyses using Aura MLS observations, J. Geophys. Res. Atmos., 120, 11,468-11,485, doi:10.1002/2015JD023752.

Lacis, A.A., J.E. Hansen, G.L. Russell, V. Oinas and J. Jonas, 2013: The role of long-lived greenhouse gases as principal LW control knob that governs the global surface temperature for past and future climate change. Tellus B, 65:19734, doi10.3402/tellusb. v65i0.19734.

Nedoluha, G. E., Michael Gomez, R., Allen, D. R., Lambert, A., Boone, C., and Stiller, G.: Variations in middle atmospheric water vapor from 2004 to 2013, J. Geophys. Res. Atmos., 118, 11285-11293, doi:10.1002/jgrd.50834, 2013.

Solomon, S., K. H. Rosenlof, R. Portmann, J. Daniel, S. Davis, T. Sanford, and G. -K. Plattner (2010), Contributions of stratospheric water vapor to decadal changes in the rate of global warming, Science, 327, 1219-1223, doi:10.1126/science.1182488.

Dalsza lektura

Observations of water vapour: N. Kämpfer (red.), Monitoring Atmospheric Water Vapour, ISSI Scientific Report Series 10, DOI 10.1007/978-1-4614-3909-7, ©Springer Science+Business Media, LLC 2013

Para wodna jako gaz cieplarniany i jako sprzężenie zwrotne: https://www.skepticalscience.com/water-vapor-greenhouse-gas.htm

Autorzy

Ed Dlugokencky, U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Earth System Research Laboratory

Sander Houweling, Netherlands Institute for Space Research (SRON)

Ruud Dirksen, Global Climate Observing System (GCOS) Reference Upper-Air Network (GRUAN) Lead Centre, Deutscher Wetterdienst (DWD)

Marc Schröder, Deutscher Wetterdienst (DWD)

Dale Hurst, U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Earth System Research Laboratory and Cooperative Institute for Research in Environmental Sciences (CIRES), University of Colorado

Piers Forster, School of Earth and Environment, University of Leeds

Sekretariat WMO, Oksana Tarasova, szefowa, i Geir Braathen, starszy oficer naukowy, Global Atmosphere Watch