Geoingegneria: cieli più bianchi?

Geoingegneria: cieli più bianchi?

Ben Kravitz,1 Douglas G. MacMartin,2 e Ken Caldeira1
Ricevuto il 9 marzo 2012; rivisto il 1 maggio 2012; accettato il 2 maggio 2012; pubblicato il 1 giugno 2012.

  1. Dipartimento di ecologia globale, Carnegie Institution for Science, Stanford, California, USA.
  2. Dipartimento di controllo e sistemi dinamici, California Institute of Technology, Pasadena, California, USA.
    Autore corrispondente: B. Kravitz, Dipartimento di ecologia globale, Carnegie Institution for Science, 260 Panama St., Stanford, CA 94305, USA. (Bkravitz@carnegie.stanford.edu)
    Copyright 2012 dell’American Geophysical Union.
    0094-8276/12/2012GL051652

[1] Un effetto collaterale proposto della geoingegneria con aerosol di solfato stratosferico è lo sbiancamento del cielo durante il giorno e il bagliore vicino al tramonto, come si vede dopo grandi eruzioni vulcaniche. Gli aerosol di solfato nella stratosfera aumenterebbero la luce diffusa ricevuta in superficie, ma con una distribuzione spettrale non uniforme. Usiamo un modello di trasferimento radiativo per calcolare l’irradiazione spettrale per distribuzioni idealizzate delle dimensioni degli aerosol di solfato. Una riduzione del 2% dell’irraggiamento totale, circa sufficiente per compensare il riscaldamento antropogenico per un raddoppio delle concentrazioni di CO2, illumina il cielo (aumento della luce diffusa) da 3 a 5 volte, a seconda della distribuzione delle dimensioni dell’aerosol. L’aumento relativo è inferiore quando nelle nostre simulazioni sono inclusi cirri otticamente sottili. Le particelle con raggi piccoli hanno poca influenza sulla forma degli spettri.
Le particelle di raggio ~ 0,5 mm aumentano preferenzialmente l’irradiazione diffusa nelle lunghezze d’onda rosse, mentre le particelle grandi (~ 0,9 mm) aumentano preferibilmente l’irradiazione diffusa nelle lunghezze d’onda blu. Gli spettri mostrano pochi cambiamenti nella lunghezza d’onda dominante, indicando piccoli cambiamenti nella tonalità del cielo, ma tutte le distribuzioni delle dimensioni delle particelle producono un aumento della luce bianca rispetto alle condizioni di cielo sereno. Gli spettri del cielo diffuso nelle nostre simulazioni di geoingegneria con aerosol stratosferici sono simili a quelli delle condizioni medie nelle aree urbane di oggi.
Citazione: Kravitz, B., D. G. MacMartin e K. Caldeira (2012), Geoingegneria: cieli più bianchi ?, Geophys. Res. Lett., 39, L11801, doi:10.1029/2012GL051652.

Ben Kravitz, post-doctoral research scientist at the Carnegie Institution for Science’s Dept. of Global Ecology on the Stanford University campus discussing: B. Kravitz, D.G. MacMartin, and K. Caldeira Geoengineering: Whiter skies? GEOPHYSICAL RESEARCH LETTERS, VOL. 39, L11801, 6 PP., 2012 doi:10.1029/2012GL051652

1. Introduzione

[2] Robock [2008, 2011] sosteneva che la geoingegneria con aerosol al solfato avrebbe causato lo sbiancamento del cielo, come si è visto dopo l’eruzione del Monte Pinatubo [Robock, 2000].
La geoingegneria con aerosol di solfato stratosferico per compensare il riscaldamento antropogenico [Crutzen, 2006] comporterebbe una riduzione dell’irradiazione diretta molto più dell’irraggiamento totale, compensata da un aumento dell’irradiazione diffusa. Quando il rapporto tra le dimensioni delle particelle e la lunghezza d’onda sparsa è piccolo, come per le molecole d’aria che disperdono le lunghezze d’onda visibili (380–780 nm), lo scattering è nel regime di Rayleigh, in cui le lunghezze d’onda corte (blu) sono disperse in modo più efficiente rispetto alle lunghezze d’onda lunghe (rossi), dando al cielo la sua tonalità blu. Quando le particelle hanno dimensioni simili alla lunghezza d’onda sparsa, come nel caso degli aerosol di solfato stratosferico da grandi eruzioni vulcaniche, la dispersione è più uniforme in tutto lo spettro visibile. Pertanto, in presenza di uno strato di aerosol, l’irradiazione diffusa a lunghezze d’onda più lunghe (rossi) aumenta più dell’aumento delle lunghezze d’onda più corte (blu). All’aumentare della dispersione, aumenta anche la porzione di luce diffusa, risultando in un cielo più luminoso visto da terra, perché gli aerosol di solfato preferibilmente diffondono più radiazioni rispetto alla dispersione posteriore.
[3] In questo documento, usiamo il termine luminosità del cielo per indicare l’irradiazione diffusa integrata sulla banda visibile da un osservatore che guarda verso l’alto e stiamo specificamente escludendo l’irradiazione diretta del sole nel riportare questa quantità. Ci riferiamo alla luce bianca come ad uno spettro di irradianza uniforme, quindi un cielo più bianco avrebbe una porzione più elevata di irradianza a lunghezze d’onda più lunghe di un cielo blu. Tutti i riferimenti alla riduzione dell’irraggiamento solare sono nell’irradiazione integrata sulla banda visibile misurata in superficie.

2. Simulazioni

[4] Per determinare il grado in cui il cielo sbiancherà e illuminerà a seguito di distribuzioni idealizzate di aerosol di solfato stratosferico, usiamo il modello di trasferimento radiativo libRadtran [Mayer e Kylling, 2005] (vedi testo S1 nel materiale ausiliario) a simulare l’irradiazione spettrale.1 Poiché le proprietà di scattering degli aerosol di solfato sono fortemente dipendenti dalla distribuzione dimensionale, confrontiamo i risultati per le distribuzioni log-normali con raggi mediani e deviazioni standard diversi, quest’ultimo dei quali è una misura della larghezza di distribuzione. Indaghiamo i carichi atmosferici di aerosol che corrispondono a una riduzione fino al 2% dell’irradiazione ricevuta in superficie, che è approssimativamente la quantità necessaria per compensare il riscaldamento da un raddoppio delle concentrazioni di CO2 dell’era preindustriale [Govindasamy e Caldeira, 2000].

  1. I materiali ausiliari sono disponibili nell’HTML. doi:10,1029/2012GL051652.

3. Irradianza spettrale e calcoli Miei

[5] La Figura 1 mostra le perturbazioni allo spettro della luce visibile dalle nostre simulazioni di aerosol di solfato stratosferico (lognormale unimodale, raggio mediano rg = 0,5 mm, s = 0,1) con una profondità ottica di aerosol che riduce l’irradiazione della superficie della banda visibile integrata totale del 2% . Rispetto a un caso di cielo sereno (senza nuvole o aerosol), una riduzione del 2% dell’irradiazione totale con questa distribuzione delle dimensioni degli aerosol riduce l’irradiazione diurna del 22% e aumenta l’irradiazione diffusa di oltre quattro volte. L’aumento dell’irradiazione diffusa è più evidente nelle lunghezze d’onda rosse rispetto alle lunghezze d’onda blu.
[6] Per le nostre simulazioni diurne, utilizziamo un angolo di zenit solare di 0°. Abbiamo esaminato gli impatti del cambiamento dell’angolo di zenit solare sugli effetti dell’aerosol sugli spettri di irradianza.
Fatta eccezione per i grandi angoli di zenit solari (cioè, vicino all’alba o al tramonto), aumentando l’angolo si riduce l’irradiamento di un fattore che è quasi costante a tutte le lunghezze d’onda, quindi i cambiamenti di tonalità del cielo diurno dagli aerosol stratosferici sono relativamente insensibili all’angolo di zenit solare (non mostrato). A grandi angoli di zenit solari, il sole appare più rosso che di giorno, man mano che aumenta la quantità di atmosfera attraverso la quale la luce deve viaggiare per raggiungere un osservatore.

Figura 1. Irradiazioni spettrali per simulazioni di cielo sereno, geoingegneria idealizzata e Pinatubo. (in alto) Un angolo di zenit solare di 0°, che rappresenta le condizioni diurne, e (in basso) un angolo di zenit solare di 85, che rappresenta le condizioni al tramonto (con diverso asse y). (a sinistra) Irradianza totale ricevuta in superficie, irradianza diretta (centrale) e irradianza diffusa (a destra).
I risultati dell’aerosol di solfato sono mostrati per una distribuzione lognormale unimodale con rg = 0,5 mm, s = 0,1 e una profondità ottica di aerosol corrispondente a una riduzione del 2% dell’irradiamento della superficie visibile integrata, che è approssimativamente la quantità necessaria per compensare la forzatura da un raddoppio delle concentrazioni di CO2 da preindustriale.

Ciò aumenta la quantità di scattering di Rayleigh da parte delle molecole d’aria, che disperde preferibilmente lunghezze d’onda più corte e conseguentemente lunghezze d’onda più lunghe (rosse e arance) raggiungono l’osservatore come una porzione di luce più elevata [Corfidi, 1996]. Pertanto, la radiazione solare diretta al tramonto sembra essere più rossa, mentre il cielo diffuso mantiene la sua tonalità blu (Figura 1, in basso). Tuttavia, in presenza di uno strato di aerosol stratosferico, la radiazione solare viene dispersa dallo strato di aerosol, con conseguente bagliore che è caratteristico dei tramonti vulcanici [Corfidi, 1996]. In effetti, le nostre simulazioni per l’eruzione del Pinatubo (descritte nella Sezione 3 del Testo S1) mostrano un aumento della luce diffusa di circa un fattore due a lunghezze d’onda lunghe; l’irradiazione diretta diminuisce fino al 75% a lunghezze d’onda lunghe. Simile all’eruzione del Pinatubo, l’aerosol di solfato secondo le specifiche che abbiamo simulato (rg = 0,5 mm, s = 0,1) causerebbe tramonti simili nell’aspetto ai tramonti vulcanici.
[7] I cambiamenti nell’irradiamento dipendono dalla distribuzione dimensionale delle particelle, sia in termini di raggio mediano che di larghezza di distribuzione. La Figura 2 mostra i parametri di irradianza spettrale e asimmetria per un intervallo di raggi mediani e deviazioni standard di distribuzione. Il parametro asimmetria g indica la direzione media della dispersione della luce. Il backscattering puro corrisponde a g = 1, lo scattering puro in avanti a g = 1 e lo scattering isotropico a g = 0. Notare che g varia con la lunghezza d’onda in modi che dipendono dalla distribuzione delle dimensioni delle particelle. Tutti i casi mostrano almeno un fattore 2 di aumento dell’irradiazione diffusa rispetto al caso del cielo limpido, indicando un cielo più luminoso.
[8] La distribuzione con raggio mediano rg = 0,1 mm mostra un parametro di asimmetria che è quasi uniforme in lunghezza d’onda, il che significa che la stessa percentuale approssimativa di luce diffusa sarà diffusa in avanti a tutte le lunghezze d’onda.
Poiché lo spettro solare ha una maggiore irradianza in lunghezze d’onda più corte rispetto a quelle più lunghe, lo spettro diffuso derivante da aerosol di solfato stratosferico con questa particolare distribuzione dimensionale ha un aumento maggiore dell’irradiazione nelle lunghezze d’onda blu rispetto alle lunghezze d’onda rosse. I risultati per rg = 0,1 e 0,3 mm sono simili. Per rg = 0,5 mm, il parametro asimmetria favorisce lo scattering in avanti di lunghezze d’onda più lunghe, con conseguente appiattimento dello spettro diffuso. Questo imbianca il cielo, dove la luce bianca è definita come irradiante uniforme per tutte le lunghezze d’onda visibili. rg = 0,7 mm ha un parametro di asimmetria che favorisce lo scattering in avanti di lunghezze d’onda visibili sia corte che lunghe, e rg = 0,9 mm favorisce lo scattering in avanti di lunghezze d’onda corte. Quest’ultimo determina il più piccolo cambiamento nella forma complessiva dello spettro diffuso.
[9] Il parametro asimmetria dipende più fortemente dalla lunghezza d’onda per distribuzioni di dimensioni più ristrette. Per un raggio mediano di distribuzione di rg = 0,5 mm, all’aumentare della larghezza di distribuzione, il parametro di asimmetria diventa più uniforme, favorendo leggermente la dispersione in avanti di lunghezze d’onda più brevi. Il parametro asimmetria aumenta anche (maggiore dispersione in avanti) per tutte le lunghezze d’onda quando s cambia da 0,5 a 1,0, il che inclina l’irradiamento diffuso verso lunghezze d’onda più brevi.

Figura 2. La dipendenza degli spettri di irradianza diffusa e dei parametri di asimmetria dal raggio mediano (rg) e dalla deviazione standard della distribuzione lognormale unimodale per aerosol di solfato stratosferico. (a sinistra) Il raggio è variabile, ma s è fissato a 0,1, che è una distribuzione ristretta e serve per isolare l’effetto del cambio del raggio. (a destra) rg è fissato a 0,5 mm e varia s. (in alto) La comparazione del cielo sereno (senza aerosol) viene mostrata per confronto.

[10] La tabella 1 mostra gli aumenti della luminosità del cielo diffusa (irradianza diffusa integrata sulla banda visibile) per tutte le simulazioni che abbiamo eseguito. Riduzioni più grandi dell’irradiazione solare si ottengono con profondità ottiche maggiori (Tabella 2 nel testo S1), quindi riduzioni più grandi hanno più luminosità del cielo.
Aumentando s da 0,1 a 0,25 si riduce la luminosità per raggi mediani di piccola distribuzione e aumentando s da 0,25 a 0,5 o 1,0 si aumenta la luminosità. Ciò può essere spiegato integrandosi sotto le curve di irraggiamento nella Figura 2 (in alto a destra).
Per grandi raggi mediani, l’aumento della luminosità è monotonico con s.
[11] La dipendenza della luminosità dal raggio mediano della distribuzione dipende fortemente dalla larghezza della distribuzione (Tabella 1). Per distribuzioni ristrette (s = 0,1), il raggio che dà il maggiore aumento di luminosità è rg = 0,3 mm e l’aumento più piccolo è per rg = 0,8 mm. Per s ≥ 0,25, l’aumento di luminosità maggiore è per il raggio più piccolo di rg = 0,1 mm e l’aumento di luminosità diminuisce quasi monotonicamente all’aumentare del raggio.
[12] Abbiamo anche eseguito simulazioni di sottili cirri per determinare gli effetti di queste nuvole sulle nostre simulazioni (vedere la sezione 4 del testo S1). Una frazione di nuvola del 20% [Mace et al., 2001] riduce gli aumenti di luminosità di circa il 40% per tutte le distribuzioni di dimensioni (Tabella 3 in Testo S1). Gli effetti del caso di geoingegneria rg = 0,5 mm, s = 0,1 mostrano variazioni quasi trascurabili nell’irradiazione totale, fino a una riduzione del 5% nell’irradiazione diretta e un aumento di oltre il 20% nell’irradiazione diffusa (Figura 1 nel testo S1). Il potenziamento della luce diffusa da parte dei cirri è di un fattore approssimativamente costante su tutte le lunghezze d’onda, mentre gli aerosol di solfato stratosferico aumentano preferenzialmente lunghezze d’onda più lunghe rispetto a quelle più corte.

4. Colore percepito

[13] Determinare se il cielo sarebbe più bianco in geoingegneria non è semplice. La principale difficoltà nel determinare questo effetto è che il colore non è una proprietà intrinseca della luce; piuttosto, viene percepito e interpretato. Pertanto, la rilevanza di mostrare campioni di colore del colore del cielo nello spazio colore rosso-verde-blu (o un altro equivalente) non è immediatamente evidente, poiché è difficile interpretare questi campioni di colore dal loro normale contesto percettivo. La temperatura del colore del cielo varia in base alla luce solare e alle condizioni meteorologiche e sono stati proposti molti algoritmi di corrispondenza del colore diversi, che possono influenzare radicalmente la percezione del colore. (Vedere la sezione 7 del testo S1 per una discussione ed esempi.) Inoltre, non vi è alcuna garanzia che i colori vengano visualizzati con fedeltà, poiché l’aspetto del colore dipende dai mezzi di visualizzazione, ad esempio il monitor del computer e la stampante.
[14] Nonostante queste difficoltà, si può ottenere una certa misura del cambiamento di colore del cielo. Una corrispondenza metamericana è la lunghezza d’onda monocromatica che susciterà la stessa risposta nelle retine di uno spettro di irradianza specificato. Usando un profilo medio delle sensibilità al cono [Stockman e Sharpe, 2000] e le funzioni corrispondenti [Smith, 2005] (vedi Sezione 6 del testo S1), abbiamo determinato le corrispondenze metamericane agli spettri prodotti dalle nostre simulazioni. Inoltre, il cielo percepito può essere approssimato come una miscela di questa luce monocromatica con luce bianca (luce con uno spettro di irradianza uniforme).

Tabella 1. Aumenti dell’irradiazione diffusa integrata a banda visibile come misura della luminosità del cielo diffusoa

a colonna all’estrema sinistra indica la diminuzione percentuale dell’irradiamento della banda visibile integrata totale. Tutti i valori indicati sono rapporti di irradianza a banda visibile integrata (aerosol di solfato stratosferico divisi per cielo sereno) e arrotondati al secondo decimale. Nelle simulazioni del cielo limpido, l’irradiazione diffusa comprende circa il 6% dell’irradiazione totale.
Figura 3. Corrispondenze metamericane degli spettri di irradianza alla lunghezza d’onda dominante percepita. Il pannello di sinistra è la dipendenza dal raggio della lunghezza d’onda del cielo diffusa percepita a causa dell’iniezione di aerosol. Il pannello di destra mostra il rapporto tra luce bianca (spettro uniforme) e luce monocromatica, con valori più alti che indicano un cielo più bianco percepito. Tutti i valori di aerosol di solfato stratosferico mostrati sono per una riduzione del 2% dell’irradiazione della superficie totale integrata visibile, con s fissato a 0,1 per evidenziare la dipendenza dal raggio. La custodia per cielo sereno (senza aerosol) è indicata da linee orizzontali nere. Gli asterischi rossi mostrano simulazioni per 9 mesi dopo l’eruzione del 1991 del Monte Pinatubo, che ha una più ampia distribuzione delle dimensioni dell’aerosol.

[15] La figura 3 illustra questi due concetti per le nostre simulazioni, ipotizzando una riduzione del 2% dell’irradiazione solare integrata visibile e una distribuzione dimensionale ridotta per evidenziare gli effetti del raggio. Le linee nere nella Figura 3 mostrano il caso di un cielo limpido (senza aerosol). I piccoli raggi mostrano la più grande partenza della lunghezza d’onda, raggiungendo una differenza massima di 8 nm. rg = 0,8 mm mostra la partenza più piccola di solo 1 nm.
Tutte le lunghezze d’onda nella Figura 3 rientrano nettamente all’interno dell’intervallo blu [Boynton et al., 1964], quindi nessuna di queste partenze è indicativa di un cambiamento radicale nel colore del cielo. Tuttavia, tutte le simulazioni illustrate nella Figura 3 mostrano uno sbiancamento del cielo.
Il rapporto di luce da bianco a monocromatico aumenta di oltre un fattore 2 per tutti i casi e di un ordine di grandezza completo per rg = 0,5 e 0,6 mm. Questa figura mostra che gli aerosol nel mezzo dell’intervallo che abbiamo considerato causerebbero probabilmente i maggiori cambiamenti nel colore percepito. Per riferimento, abbiamo anche incluso un calcolo per l’eruzione del 1991 del Monte Pinatubo (asterischi rossi, vedere la sezione 3 del testo S1 per le specifiche della simulazione). Quasi tutte le nostre simulazioni di geoingegneria che riducono l’irraggiamento totale del 2% mostrano più sbiancamento del cielo di quanto si sia visto a marzo dopo l’eruzione del Pinatubo.

5. Confronti: inquinamento urbano

[16] Per fornire un contesto ai nostri risultati, confrontiamo gli spettri delle nostre simulazioni di geoingegneria aerosol di solfato stratosferico con spettri caratteristici di una serie di condizioni di inquinamento atmosferico urbano. Poiché l’inquinamento nelle aree urbane varia su base giornaliera, a seconda delle condizioni meteorologiche, nonché della particolare area urbana, abbiamo confrontato i nostri risultati con una media delle misurazioni di aerosol (vedi tabella 1 nel testo S1) effettuate in tre aree urbane (Greenbelt, MD; Parigi, Francia; e Città del Messico, Messico), compreso un caso di aerosol basso (giorno relativamente limpido), un caso di aerosol alto (giorno relativamente inquinato) e un caso medio/tipico [Dubovik et al., 2002] (vedi Sezione 5 del testo S1). Gli aerosol stratosferici con una distribuzione dimensionale specificata da rg = 0,5 mm e s = 1,0 e con una riduzione dell’irradiazione solare integrata visibile di ~ 1,5% hanno uno spettro simile a un giorno medio di inquinamento nelle aree urbane considerate (Figura 4). Una giornata con forte inquinamento corrisponderebbe a un livello di aerosol di solfato stratosferico che produrrebbe una riduzione dell’irradiazione solare di gran lunga superiore al 2%. Per riferimento, abbiamo anche incluso una simulazione dell’eruzione del 1991 del Monte Pinatubo (specifiche nella sezione 3 del testo S1).
[17] Per le distribuzioni di aerosol di solfato stratosferico con rg = 0,5 mm e s = 1,0, una profondità ottica di 0,15 comporta una riduzione dell’irradiamento solare dell’1% e una riduzione delle scale di irradianza linearmente con la profondità ottica (Tabella 2 nel testo S1). Pertanto, supponendo che il caso medio di inquinamento urbano abbia una profondità ottica di t550 = 0,21, un’ulteriore riduzione solare dell’1% da aerosol stratosferici, in media, farebbe apparire il cielo sopra aree precedentemente incontaminate simile al cielo sopra le aree urbane. La variazione della profondità ottica nelle aree urbane che si verifica già è molto più grande della profondità ottica aggiunta dalle nostre simulazioni.

Figura 4. Spettri di irradianza diretta e diffusa e parametro di asimmetria per diversi casi di aerosol urbani (si presume siano aerosol di solfato, come discusso nella sezione 5 del testo S1), in cui sono variate la profondità ottica e l’esponente di Angstrom. Tutti i valori utilizzati nei calcoli sono presi come medie dei valori di aerosol urbano [Dubovik et al., 2002]. Le aree ombreggiate indicano un intervallo di esponenti Angstrom osservati per la profondità ottica indicata e le linee colorate continue indicano le condizioni medie. Le linee blu sono un caso di distribuzione di aerosol di solfato idealizzato con rg = 0,5 mm e s = 1,0, con una profondità ottica dell’aerosol che si traduce in una riduzione del 2% dell’irradiazione totale della superficie. Le linee rosse corrispondono ad una simulazione dell’eruzione del 1991 del Monte Pinatubo, con condizioni dal marzo 1992.

6. Conclusioni

[18] Secondo le nostre simulazioni, la geoingegneria stratosferica con aerosol di solfato ai livelli qui considerati probabilmente non causerebbe profondi cambiamenti nella tonalità del cielo ma imbiancherebbe il cielo, potenzialmente superando la quantità di sbiancamento osservata dopo l’eruzione del Monte Pinatubo nel 1991. Questi livelli di geoingegneria causerebbero anche tramonti simili a quelli visti dopo grandi eruzioni vulcaniche.
[19] I risultati di questo studio hanno molteplici implicazioni, sebbene alcuni non siano facilmente quantificabili. Una delle motivazioni di Robock [2008] è la preoccupazione per le potenziali implicazioni psicologiche. Abbiamo fornito le previsioni basate sulla fisica dei cambiamenti del cielo dalla geoingegneria stratosferica del solfato e i nostri risultati possono fornire una base per la ricerca psicologica. Inoltre, si potrebbe studiare la percezione pubblica degli effetti discussi in questo documento, poiché lo sbiancamento dei cieli potrebbe contribuire all’opposizione alla geoingegneria.
[20] Uno degli impatti più quantificabili è un potenziale potenziamento del pozzo di assorbimento del carbonio terrestre, come è stato visto dopo l’eruzione del 1991 del Monte Pinatubo [Mercado et al., 2009].
La luce diffusa penetra più facilmente nei baldacchini e può anche colpire più facilmente più superfici fogliari, il che può aumentare l’attività fotosintetica delle piante. Tuttavia, il grado in cui questo effetto potrebbe verificarsi dipende dalla distribuzione dimensionale degli aerosol di solfato, come mostrano i nostri risultati.
[21] Inoltre, la geoingegneria potrebbe influire sulla capacità di generazione di energia solare [Murphy, 2009]. La generazione di energia solare concentrando gli impianti solari termici è in gran parte proporzionale alla quantità di luce solare diretta ricevuta.
Pertanto, le riduzioni dell’irradiazione diretta mostrate dai nostri risultati potrebbero ridurre l’efficacia di questo particolare metodo per ottenere energia a basse emissioni di carbonio, che potrebbe portare a un maggiore utilizzo di altre fonti di energia, compresa la combustione di combustibili fossili.
[22] Sebbene non discutiamo degli impatti fotochimici, Tilmes et al. [2008] hanno dimostrato che la geoingegneria aerosol solfato ha il potenziale per ridurre le concentrazioni di ozono stratosferico. I possibili impatti della geoingegneria del solfato sulla chimica richiedono ulteriori studi.
[23] Diversi mezzi per generare le particelle di aerosol produrrebbero distribuzioni di dimensioni diverse di aerosol, influenzando lo sviluppo di approcci ingegneristici alla geoingegneria.
Se gli aerosol sono formati dalla conversione fotochimica di SO2 in aerosol di solfato, la larghezza prevista per la distribuzione delle dimensioni delle particelle è grande [Heckendorn et al., 2009], il che significa che il raggio mediano delle particelle ha un’importanza ridotta nel determinare la quantità di sbiancamento del cielo, ma l’illuminazione del cielo sarà più grande di per le distribuzioni più ristrette. Tuttavia, se si crea una distribuzione monodispersa delle dimensioni degli aerosol, che potrebbe derivare dalla condensazione diretta dell’acido solforico gassoso [Pierce et al., 2010], il raggio mediano diventa importante nel determinare il candore del cielo. I nostri risultati hanno anche implicazioni per la geoingegneria con particelle ingegnerizzate, in quanto il colore e la luminosità del cielo dipenderanno fortemente dal parametro di asimmetria della particella.
[24] Per ottenere una quantità minima di sbiancamento del cielo in geoingegneria con aerosol di solfato stratosferico, ci sono tre opzioni: (1) scegliere una dimensione delle particelle più grande in modo che le particelle preferibilmente in avanti si disperdano più nelle lunghezze d’onda blu rispetto alle lunghezze d’onda rosse (la forma di g sarà essere simile a quello di r = 0,9 mm nella figura 2); (2) Usa particelle che hanno meno dispersione in avanti in tutte le lunghezze d’onda (valore minore di g); o (3) limitare la quantità di geoingegneria del solfato o evitare del tutto tale geoingegneria. La prima opzione è problematica, poiché gli aerosol di grandi dimensioni hanno una maggiore velocità di caduta rispetto agli aerosol più piccoli, il che significa che per questi aerosol di grandi dimensioni è necessaria una velocità di iniezione maggiore rispetto a quelli più piccoli per ottenere la stessa quantità di carico di massa atmosferica. Il secondo è problematico, come si può vedere dalla Figura 2, perché tutte le distribuzioni dimensionali di aerosol di solfati considerati si diffondono in modo prominente in avanti. Pertanto, un percorso ovvio per evitare lo sbiancamento del cielo è limitare o evitare completamente l’introduzione intenzionale di particelle di solfato nella stratosfera.
[25] Ringraziamenti. Ringraziamo Alan Robock per aver suggerito questo argomento e per i commenti utili durante tutto il processo di redazione di questo documento, nonché i revisori per i loro commenti.
[26] L’Editore ringrazia i revisori anonimi per aver contribuito alla valutazione di questo documento.

References


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