Forcing radiativo diretto degli aerosol al TOA per modelli di ... - CNR

Forcing radiativo diretto degli aerosol al TOA
per modelli di riflettanza superficiale anisotropa
C. Lanconelli, A. Lupi, M. Mazzola, C. Tomasi, V. Vitale
Istituto di Scienze dell'Atmosfera e del Clima, CNR, Bologna, Italia
c.lanconelli@isac.cnr.it
SOMMARIO: L'albedo della superficie terrestre influisce sugli effetti radiativi prodotti dagli aerosol atmosferici.
Nella maggior parte delle valutazioni del forcing, l’albedo è assunta essere isotropa mentre nella
realtà essa varia in funzione dell'angolo zenitale solare θ S . Un metodo che tiene conto di tale effetto è stato
sviluppato utilizzando quattro diversi modelli di riflettanza bidirezionale (BRDF) che descrivono l'albedo
di altrettanti tipi di superficie (acqua, vegetazione, terreni aridi e neve). Gli effetti radiativi diretti di polidispersioni
di aerosol aventi albedo di singolo scattering crescente da 0,65 a 0,99 sono stati calcolati per
albedo superficiali crescenti da 0,03 a 0,80 a vari θ S (0°-80°) e per diversi contenuti colonnari di aerosol
espressi in termini dello spessore ottico (AOD) a 500 nm (0,1-0,9). L'analisi di alcuni casi di studio (Lecce
ed ACE-2, Portogallo) ha evidenziato scostamenti degli effetti radiativi da quelli ottenuti assumendo l'isotropia
della riflettanza superficiale, dell'ordine di alcuni W/m 2 .
1INTRODUZIONE
1.1 Il forcing radiativo diretto degli aerosol
Le particelle di aerosol sospese in atmosfera
interagiscono fortemente con la radiazione
solare (0,25 - 4 µm) determinando in generale
una diminuzione del flusso di radiazione
incidente al suolo e, su scala globale, un
aumento della radiazione riflessa al Top
dell'Atmosfera (TOA) dal sistema superficieatmosfera.
Queste variazioni producono un
raffreddamento del sistema, sul quale grava
attualmente una certa incertezza legata alla
complessità del problema fisico. Tuttavia, in
presenza di aerosol particolarmente assorbenti
(albedo di singolo scattering minore di
0.80) e in condizioni di elevata albedo superficiale
(>0.5), l'effetto radiativo cambia di
segno e l'aerosol si comporta alla stregua dei
gas serra come H 2O, CO 2, CH 4, O 3, producendo
un riscaldamento del sistema.
Altri effetti prodotti dall'aerosol sono indiretti
in quanto legati al ruolo che essi svolgono
come nuclei di condensazione nella formazione
delle nubi, determinandone le caratteristiche
di copertura nuvolosa e le proprietà ottiche.
Gli effetti radiativi diretti istantanei al TOA
(∆F TOA) si valutano calcolando le differenze
tra i flussi uscenti di radiazione solare riflessi
dal sistema superficie-atmosfera in presenza
(F ) ed in assenza (F 0 ) di aerosol, come
nella seguente equazione
∆F TOA=F 0 -F (1)
L'aumento del flusso di radiazione riflessa
corrispondente ad un raffreddamento del
sistema comporta quindi valori negativi di
∆F TOA (Chylek e Coakley, 1974). Il forcing
radiativo diretto (∆F) è espresso come media
sulle 24 ore di ∆F TOA.
1.2 Il ruolo dell'albedo superficiale
L'albedo a del sistema superficie-atmosfera è
definita dal rapporto tra la radiazione solare
riflessa (F ) e quella incidente (F ) al TOA.
L'Equazione (1) si può esprimere in termini di
albedo nella seguente forma
∆F TOA=F (a 0 -a) (2)
dove l'albedo del sistema in assenza di aerosol
è indicata con a 0. Il flusso di radiazione solare
incidente al TOA (F i ) non è funzione dello
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Clima e cambiamenti climatici: le attività di ricerca del CNR
stato e della composizione chimico-fisica dell'atmosfera
ma dipende solamente da fattori
geometrici legati alla posizione della Terra
nella sua orbita e dall'attività solare in corso.
Il suo valore medio è di 1367 W/m2. L'albedo del sistema risulta dalla composizione
dell'albedo della superficie terrestre, dell'atmosfera
e dalle riflessioni multiple tra
superficie ed atmosfera, e può essere calcolata
utilizzando codici di calcolo del trasferimento
radiativo. Il codice 6S, Second
Simulation of Satellite Signal in the Solar
Spectrum (Vermote et al., 1997), permette di
tener conto dell'anisotropia della riflettanza
superficiale attraverso l'implementazione nel
codice di diversi modelli di riflettanza bidirezionale
(BRDF) con i quali si può descrivere
la dipendenza dell'albedo dalla posizione del
Sole sull'orizzonte. Una rappresentazione isotropa
dell'albedo appare infatti inadeguata
per la descrizione della variazione dell'albedo
durante la giornata e le stagioni dell'anno
(Ricchiazzi et al., 2005), comportando degli
errori nella valutazione del forcing radiativo
diretto degli aerosol.
Il codice utilizzato per il calcolo del forcing
permette anche di definire in modo accurato le
caratteristiche fisiche ed ottiche della polidispersione
delle particelle di aerosol, utilizzando
sia combinazioni lineari di quattro classi
predefinite dust like, water soluble, oceanic,
soot, sia inversioni in termini di distribuzione
dimensionale e indice di rifrazione complesso,
ottenute da misure di fotometria solare multispettrale.
L'albedo di singolo scattering (ϖ) è
il parametro cruciale che determina gli effetti
radiativi dell'aerosol, descrivendone le proprietà
di assorbimento della radiazione solare:
bassi valori di ϖ, minori di 0,8, sono attribuibili
a polidispersioni di aerosol assorbente.
Fissate le proprietà ϖ e di retro-diffusione
(ϖb) della polidispersione di particelle, l’albedo
del sistema a diventa il parametro discriminante
tra l'effetto di riscaldamento o di raffreddamento.
Le condizioni per cui l'effetto dell'aerosol
sulla radiazione riflessa al TOA è
nullo possono essere espresse dall'uguaglianza
(1-ϖ)/(ϖb)=(1-a) 2/(2a), in cui ϖb rappre-
senta la frazione di energia retro-diffusa dallo
strato di aerosol, mentre 1-ϖ la frazione assorbita
(Chylek e Coakley, 1974) (Fig.1).
2 ATTIVITÀ DI RICERCA
2.1 Definizione dei modelli di riflettanza
superficiale
Durante gli ultimi due decenni sono stati sviluppati
vari modelli per la descrizione della
anisotropia della riflettanza superficiale. Le
funzioni di distribuzione della riflettanza
superficiale (BRDF) possono descrivere la
forma del campo di radianza riflesso mediante
pochi parametri fisici o empirici. Per la
descrizione dell'albedo delle superfici naturali
ricoperte da acqua, vegetazione, terreno
nudo e ghiaccio o neve sono stati utilizzati i
modelli OC, AK, BS, e PS rispettivamente
(Lanconelli, 2007).
L’irradianza incidente può essere suddivisa in
una componente diretta ed una diffusa.
L'albedo superficiale (a) è data dalla somma
di (i) un termine legato alla frazione di radiazione
diffusa (d) moltiplicato per la riflettanza
biemisferica (r EE) ottenuta per doppia integrazione
emisferica della BRDF, e, (ii) di un
termine legato alla componente diretta (1-d)
moltiplicato per la riflettanza direzionale-
Figura 1: Definizione del rapporto critico R secondo
Chylek e Coakley, 1974. La curva suddivide due regioni
per le quali l'aerosol ha effetti radiativi opposti sul sitema
superficie-atmosfera.

emisferica (r DE) ottenuta per singola integrazione
emisferica della BRDF (Lewis, 1995),
come nella seguente equazione
a(θ S)=(1-d) ·r DE (θ S) + d · r EE. (3)
L'albedo in questo contesto non è più una
caratteristica intrinseca della superficie, ma
dipende in modo più realistico anche dalle condizioni
di illuminazione della superficie stessa.
Nella Figura 2 è riportato un esempio della
dipendenza dell'albedo dall'angolo zenitale
del Sole (θ S) nel caso di una superficie ricoperta
da neve inquinata da particelle carboniose.
Si nota come la riflettanza-direzionale
emisferica aumenti all'aumentare di θ S.
Diverse parametrizzazioni dei quattro modelli
di BRDF elencati precedentemente hanno
permesso di definire 15 modelli di superficie
a riflettanza anisotropa crescente da circa 0,03
a 0,80 (albedo per =0°, aerosol continentale
e AOD=0,1).
2.2 Definizione dei modelli di aerosol
Il contenuto di aerosol è stato descritto in termini
di 16 combinazioni lineari delle quattro
classi di aerosol predefinite nel codice 6S per
ottenere una variazione di ϖ da 0,65 (condizioni
di forte inquinamento) a 0,99 (aerosol
marino), e una graduale diminuzione del parametro
α di Ångström, da 1.4 a 0.
2.3 Creazione delle tabelle di variazione del
flusso al TOA indotto dall'aerosol
Utilizzando uno schema automatico basato
sul codice 6S, sono state create tabelle di
variazione di flusso incrociando le classi di
aerosol con i modelli di superficie, per valori
di θ S crescenti da 0° a 80° con passo di 10°, e
per valori di AOD crescenti da 0 a 0,9 con
passo di 0,1. Tali tabelle sono state utilizzate
per il calcolo del forcing radiativo diretto al
TOA scegliendo le opportune parametrizzazioni
per la descrizione dell'aerosol e dell'albedo
superficiale, in modo che che fossero
capaci di descrivere meglio le condizioni
osservate presso la stazione AERONET di
Lecce (Holben et al., 1998), oppure ottenute
da inversioni delle misure di fotometria solare
effettuate durante l'esperimento ACE-2
(Sagres - Portogallo, 1997). Gli angoli reali
del Sole e i valori dell'AOD misurato sono
stati risolti per interpolazione lineare dei valori
ottenuti dalle tabelle.
3 RISULTATI RILEVANTI
3.1 Valutazione del forcing diretto indotto
dagli aerosol a Lecce (2003-2004)
Gli effetti radiativi al TOA nella zona di Lecce
sono stati calcolati utilizzando i dati osservati per
le caratteristiche fisiche ed ottiche degli aerosol.
I valori medi quindicinali dei parametri α, ϖ ed
AOD, ottenuti nel
periodo da marzo
2003 a febbraio
2004, sono stati
utilizzati per definire
l'evoluzione
annuale della
polidispersioni
come combinazioni
lineari delle
4 classi predefinite
nel 6S. Per due
diverse superfici
Figura 2 Riflettanza direzionale-emisferica e riflettanza biemisferica per una superficie
costituita da una polidispersione di particelle sferiche di neve (raggio medio=100 µm) e
soot (0,1 µm) per concentrazione in volume delle particelle di neve C=0,003 (Warren e
Wiscombe, 1980).
Processi chimico-fisici del clima
ve-getate rappresentative
dell’area
salentina [AK1 di
albedo pari a 0,15
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ed AK4 di albedo pari a 0,30], il calcolo del forcing
al TOA ha prodotto valori negativi (raffreddamento)
variabili nel range da -6,1 W/m 2
a -3,6 W/m 2 per un AOD medio annuo di 0,22.
3.2 Valutazione delle differenze nel calcolo
del forcing legato alla BRDF
L'effetto dell'anisotropia della riflettanza
superficiale sul forcing diretto degli aerosol, è
stata valutato confrontando i risultati ottenuti
assumendo un’albedo isotropa con quelli ottenuti
utilizzando un modello anisotropo avente
la stessa albedo media. In particolare, questo
esercizio è stato effettuato su due casi di studio
ricavati dall'elaborazione dei dati della campagna
ACE-2 (Portogallo, 1997), per aerosol
marino e superficie oceanica (a = 0,05), e per
aerosol continentale e superficie vegetata (a =
0,30). Sono state evidenziate delle differenze in
termini di variazione di flusso istantaneo dell'ordine
della variazione stessa (alcuni W/m 2).
L'introduzione dell'anisotropia permette di
ricavare stime più realistiche di un più marcato
effetto di raffreddamento nel primo caso (oceano),
e di un più intenso effetto di riscaldamento
nel secondo, quando si passi da superfici isotrope
a superfici non isotrope (Fig.3).
Figura 3: Variazione di flusso al TOA indotto da particelle
marine nella giornata del 19/06/97 a Sagres, POR, per
superfici d’acqua ad albedo lambertiana e anisotropa.
L'assunzione dell'anisotropia produce più marcati effetti
di raffreddamento.
4 PROSPETTIVE FUTURE
Il metodo ha evidenziato che la corretta
assunzione dell'anisotropia della riflettanza
superficiale porta a differenti stime del forcing
diretto prodotto dagli aerosol atmosferici,
che possono essere dello stesso ordine di
grandezza dell'ordine del forcing stesso
(100%). Migliorare la descrizione della superficie
ampliando la gamma delle parametrizzazioni
dell'anisotropia dell'albedo superficiale
sulla base di osservazioni reali, anche da
satellite, può contribuire a diminuire l'incertezza
che affligge i metodi di valutazione
degli effetti climatici delle particelle di aerosol.
Il metodo qui sviluppato è direttamente
integrabile in uno schema routinario di calcolo
del forcing basato sui prodotti AERONET.
5BIBLIOGRAFIA ESSENZIALE
Chylek P., Coakley J., 1974. Aerosols and
Climate. Science, 183: 75-77.
Holben B.N. et al., 1998. AERONET - A federated
instrument network and data archive
for aerosol characterization. Rem. Sens.
Environ., 66: 1-16.
Lanconelli C., 2007. Evaluation of the effects
produced by surface reflectance anisotropy
in the direct radiative forcing induced
by atmospheric aerosols. PhD Thesis
Ferrara University, Dept of Physics.
Lewis P., 1995. On the Implementation of
Linear Kernel-Driven BRDF Models.
Proc. RSS 95, Remote Sensing in Action,
Southampton, UK, 11-14 Sept.: 333-340.
Ricchiazzi P. et al., 2005. XV ARM Science
Meeting Proceedings. Daytona Beach,
Florida, March 14-18.
Vermote E.F. et al., 1997. Second simulation
of the satellite signal in the solar spectrum,
6S: an overview. IEEE Trans. Geosci. and
Remote Sensing, 35: 675-686.
Warren S.G., Wiscombe W.J., 1980. A model
for the spectral albedo of snow. II: Snow
Containing Atmospheric Aerosols. J.
Atmos. Sci., 37: 2734-2745.