GEOINGEGNERIA. Verso una modifica pratica dell’albedo dell’aerosol stratosferico: lofting a energia solare

Ru-Shan Gao 1† , Karen H. Rosenlof 1 * † , Bernd Kärcher 2 , Simone Tilmes 3 , Owen B. Toon 4 , Christopher Maloney 1,5 , Pengfei Yu 6 *

Sono stati proposti molti metodi di intervento climatico (CI) per compensare il riscaldamento globale indotto dai gas serra, ma gli aspetti pratici relativi all’implementazione non hanno ricevuto sufficiente attenzione. L’iniezione di aerosol stratosferico (SAI) comporta l’introduzione di grandi quantità di materiale CI all’interno della stratosfera per migliorare il carico di aerosol, aumentando così la riflessione della radiazione solare.

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Esploriamo un metodo di consegna chiamato lofting a energia solare (SPL) che utilizza l’energia solare per loft di materiale CI iniettato a quote più basse accessibili da aerei convenzionali. Le particelle che assorbono la radiazione solare vengono disperse con il materiale CI e riscaldano l’aria circostante. L’aria riscaldata sale, portando il materiale CI nella stratosfera. Le simulazioni del modello globale mostrano che l’aerosol di carbonio nero (10 microgrammi per metro cubo) è sufficiente per trasportare rapidamente il materiale CI nella stratosfera. L’SPL potrebbe rendere praticabile il SAI al momento, è anche più efficiente dal punto di vista energetico e disperde il materiale CI più velocemente dell’iniezione stratosferica diretta.


1 National Oceanic and Atmospheric Administration Laboratorio di scienze chimiche, Boulder, CO 80305, USA.
2 Insititut für Physik der Atmosphäre, DLR Oberpfaffenhofen, Wessling, Germania.
3 Centro nazionale per la ricerca atmosferica, Boulder, CO 80305, USA.
4 Dipartimento di Scienze Atmosferiche e Oceaniche, Laboratorio di Scienze Atmosferiche e Spaziali, Università del Colorado, Boulder, CO 80309, USA.
5 Istituto cooperativo per la ricerca in scienze ambientali, Università del Colorado, Boulder, CO 80309, USA.
6 Institute for Environmental and Climate Research, Jinan University, Guangzhou, Cina.
*Autore corrispondente. E-mail: karen.h.rosenlof@noaa.gov (K.H.R.); pengfei.yu@ colorado.edu (P.Y.)
†Questi autori hanno contribuito ugualmente a questo lavoro.


INTRODUZIONE

In assenza di mitigazione, si prevede che i cambiamenti climatici entro la fine di questo secolo produrranno impatti globali gravi e irreversibili(1). Un futuro senza una sostanziale politica climatica potrebbe vedere un riscaldamento di 3°C entro il 2100(1). L’accordo di Parigi della 21a conferenza delle parti della Convenzione quadro delle Nazioni Unite sui cambiamenti climatici (UNFCCC) mira a limitare l’aumento della temperatura media globale ben al di sotto dei 2°C rispetto ai livelli preindustriali e a proseguire gli sforzi per limitare l’aumento della temperatura a 1,5°C. È probabile che il riscaldamento globale raggiunga 1,5°C tra il 2030 e il 2052, portando alla perdita irreversibile degli ecosistemi più fragili e a danni sostanziali alle persone e alle società più vulnerabili(2). Il rispetto dei limiti dell’accordo di Parigi richiede transizioni rapide e di vasta portata in essenzialmente tutti i settori economici. Sono necessarie riduzioni immediate delle emissioni di CO2 per rispettare l’accordo di Parigi sui 2°C(3). Se le riduzioni delle emissioni non vengono raggiunte in modo sufficientemente rapido, i limiti di temperatura di Parigi possono essere superati per anni o decenni e potrebbero essere abbastanza grandi da indurre punti di non ritorno nel sistema climatico. In questo caso, possono essere implementati metodi di intervento climatico (IC) per evitare il superamento dei limiti di temperatura (“appiattimento della curva”) mentre si effettuano le necessarie riduzioni delle emissioni e gli sforzi di rimozione della CO2(4).

Sono stati suggeriti vari metodi di CI per compensare il riscaldamento causato dalle emissioni di gas serra di origine antropica. L’aumento dell’albedo terrestre è stato proposto come un mezzo efficace per ridurre l’aumento della temperatura superficiale(5-8). Un metodo ampiamente studiato per migliorare l’albedo terrestre prevede l’aggiunta di aerosol che riflette la luce solare nella stratosfera (CI stratosferico in seguito)(6, 9, 10). Altri metodi proposti includono l’aumento dell’albedo delle nubi di basso livello(11, 12) e la semina dei cirri con nuclei di ghiaccio (assottigliamento dei cirri) per consentire a più radiazioni a onde lunghe in uscita di fuoriuscire nello spazio(13, 14).

Tra questi diversi metodi, l’IC stratosferico è stato identificato come un metodo potenzialmente efficace e conveniente per compensare il riscaldamento globale causato dai gas serra(8). L’implementazione della CI stratosferica richiede l’iniezione di particelle di aerosol di diametro submicrometrico o gas precursori di aerosol nella stratosfera; studi di modellizzazione di questo processo hanno utilizzato altitudini ben al di sopra della tropopausa, ad altitudini di 20 km o superiori nei tropici. Questo metodo è associato a sfide tecniche e potenziali effetti negativi(5, 8, 15) e quindi è considerato solo una misura temporanea fino a quando non si verificano riduzioni delle emissioni di gas serra. Il presente studio teorico esplora una nuova variante dell’iniezione di aerosol stratosferico (SAI) che evita lo sviluppo di nuovi velivoli. L’intento di questo studio non è quello di incoraggiare l’implementazione dell’ISC, ma piuttosto di fornire la base scientifica per il processo decisionale della società in merito all’ISC.

L’efficacia dell’IC stratosferico è stata postulata sulla base di osservazioni e risultati di modellizzazione per gli anni successivi a grandi eruzioni vulcaniche. Eruzioni vulcaniche moderate e di grandi dimensioni che provocano grandi aumenti dell’aerosol stratosferico riducono le temperature superficiali per un lungo periodo di tempo(16), dimostrando che, in linea di principio, l’IC stratosferico è una tecnica praticabile.

Sebbene l’efficacia, i potenziali benefici e i rischi dell’IC stratosferico non siano stati studiati in modo abbastanza approfondito per valutare a fondo le proposte SAI, è stato fatto ancora meno sforzo negli aspetti pratici dell’iniezione di aerosol. La distribuzione diretta di materiale aerosol ad altitudini di 20 km o superiori a grandi velocità [(≥teragrammo all’anno (Tg anno−1 )] e la dispersione del materiale pone serie sfide tecniche. Ora, ci sono pochi aerei o altre piattaforme che possono raggiungere tali altitudini e nessuno con una capacità di carico sufficientemente grande.

Uno studio del 2018(17) ha concluso che non esistono velivoli capaci e ha proposto lo sviluppo di un nuovo velivolo. Sono state proposte anche particelle ingegnerizzate che auto-levitano fotoforeticamente da un’altitudine di circa 10 km(18). Notiamo che nessuna di queste tecnologie proposte esiste oggi.

Nell’estate del 2017, il piro-cumulonembo associato a estesi incendi nel nord-ovest del Pacifico ha iniettato grandi quantità di fumo nella stratosfera di media latitudine dell’emisfero settentrionale (NH)(19-21). Questo fumo, stimato in 0,3 Tg della massa di aerosol carbonioso con il 2% di carbonio nero (BC) e il 98% di sostanze organiche, è stato trasportato bene nella stratosfera (fino a 23 km) entro 2 mesi dall’iniezione iniziale a ~ 12 km e persisteva per 9 mesi dopo gli incendi(19). L’analisi di questo evento ha concluso che il riscaldamento BC ha trasportato le particelle d’aria contenenti fumo e suggerisce che BC potrebbe essere utilizzato per trasportare intenzionalmente materiali aerosol selezionati ad altitudini adatte per CI. Inoltre, notiamo che l’altitudine di iniezione del piro-cumulonembo di 12 km è facilmente accessibile dagli aerei commerciali esistenti.

Sulla base della nostra conoscenza del caso dell’incendio del 2017, esploriamo il lofting a energia solare (SPL) come mezzo per trasportare materiale CI (CIM), come gas senza condensa (ad es. SO2 ) o particelle ingegnerizzate, da un iniziale, sito di iniezione molto più bassa quota ben all’interno della stratosfera. Nello specifico, le particelle che assorbono la radiazione solare (di seguito denominate particelle che assorbono le radiazioni o RAP) riscaldano l’aria circostante che poi sale, portando il CIM ad altitudini stratosferiche. Contrariamente alle tecniche proposte che richiedono alle piattaforme aeree di raggiungere i 20 km per l’iniezione di CIM, SPL riduce sostanzialmente i requisiti energetici della piattaforma ed elimina la necessità di sviluppare nuovi velivoli stratosferici specializzati.

Nel valutare SPL qui, BC è usato come esempio RAP. Con l’aggiunta del RAP, ridurre al minimo il riscaldamento stratosferico diventa un requisito importante. Ad esempio, uno scenario di modellizzazione utilizzando 1 Tg anno-1 di BC ha prodotto un riscaldamento stratosferico di 60°C(22).

Il grande riscaldamento stratosferico è stato anche modellato per 5 Tg di BC iniettate da uno scambio nucleare regionale che ha prodotto un raffreddamento superficiale(23). Come discusso di seguito, le quantità BC proposte qui per SPL sono molto inferiori rispetto a quei casi estremi.

RISULTATI

Modellazione SPL

Il National Center for Atmospheric Research (NCAR) Community Earth System Model (CESM) con il pacchetto aerosol Community Aerosol and Radiation Model for Atmospheres (CARMA) (24) viene utilizzato per simulare SPL e calcolare la quantità di BC necessaria per ottenere un’efficacia equivalente come per il caso di iniezione stratosferica. Il tasso di lofting dipende esclusivamente dalla concentrazione di BC; quindi, per simulare il processo in questione, una cella della griglia viene riempita con una concentrazione specificata di BC. Questo metodo consente una stima della concentrazione di BC più bassa che porta la maggior parte del CIM iniettato ad altitudini raggiungibili per i velivoli pesanti convenzionali (~ 13,5 km) a un’altitudine stratosferica di 20 km. Mentre il modello climatico del CESM fornisce una visione globale, la sua risoluzione spaziale (dimensioni della griglia di 208 km per 279 km) è troppo grossolana per risolvere i pennacchi iniettati dai singoli aerei. Viene quindi utilizzato un modello di diffusione gaussiana per determinare la quantità totale di BC iniettata da un numero di pennacchi discreti che è necessaria su base annua per uno scenario di iniezione di SO2 nominale (vedi Materiali e metodi).

L’iniezione di una quantità sufficiente di BC a 13,5 km a qualsiasi latitudine consente l’ascesa nella stratosfera; questo era chiaro in base alle osservazioni dell’evento di incendio del Pacifico nord-occidentale del 2017 in cui la latitudine di iniezione era in una regione di discesa climatologica nella stratosfera. Tuttavia, l’SPL con l’altitudine di iniezione nella troposfera sarà più efficace alle latitudini in cui l’aria è tipicamente in aumento, come nel ramo ascendente della cella di Hadley (e circolazione di Brewer-Dobson) nominalmente tra ±30° di latitudine. Questa regione è sufficientemente ampia da ospitare schemi di iniezione multipunto utilizzati in precedenti studi di modellazione(25).

L’efficacia modellata di SPL è misurata rispetto alle iniezioni a 20 km, un ipotetico livello di iniezione utilizzato nel lavoro di modellazione precedente.

Nelle simulazioni si utilizza come CIM 2 Tg di SO2 (1 Tg di zolfo). Una volta nella stratosfera, l’SO2 si trasforma in aerosol solfato e viene monitorata la quantità totale di zolfo e la sua ripartizione gas-aerosol. Viene confrontata la massa di aerosol di solfato da un’iniezione di 20 km senza BC e un’iniezione di 13,5 km con BC. Per simulare uno scenario realisticamente realizzabile, l’iniezione a bassa quota viene eseguita su un singolo periodo di 10 giorni e ripetuta annualmente.
I dettagli sono forniti in Materiali e metodi.

Per dimostrare l’SPL, vengono presentate le iniezioni equatoriali eseguite in un periodo di 10 giorni ogni giugno. Non è il rapporto tra BC e SO2 che è importante per il lofting, ma piuttosto il rapporto tra BC e massa d’aria totale all’altitudine di iniezione. Il 2 Tg anno-1 di SO2 qui utilizzato è nella fascia bassa delle proposte per mantenere il riscaldamento superficiale al di sotto dei 2°C nel 2100(26) ed è paragonabile a quello necessario per il decennio in corso assumendo il Pathway di concentrazione rappresentativo (RCP) 8.5 scenario. Qualsiasi quantità di SO2 coiniettata è possibile fino ai limiti imposti dall’aeromobile schierato e dalla densità numerica molecolare dell’aria a quota di volo.

La Figura 1A mostra i risultati di tre simulazioni utilizzando 2 Tg di SO2 come CIM. Nella prima simulazione, l’SO2 è stato iniettato in una scatola della griglia modello a 13,5 km; nella seconda è stata iniettata SO2 a 20 km; e nel terzo, SO2 più BC con una concentrazione di 10 µg m-3 è stato iniettato a 13,5 km. Nel primo caso, praticamente, nella stratosfera non si forma aerosol di solfato. Nel secondo caso, circa il 90% dello zolfo iniettato è presente nella stratosfera sotto forma di aerosol di solfato entro un mese. Il carico di aerosol di solfato diminuisce gradualmente fino alla successiva iniezione dell’anno successivo. Nel corso di un anno, circa la metà dello zolfo iniettato viene persa sia per sedimentazione delle particelle che per trasporto dal ramo discendente della circolazione Brewer-Dobson. Nel terzo caso, la quantità di aerosol di solfato stratosferico supera di poco quella per l’iniezione diretta a 20 km (secondo caso), a dimostrazione della fondamentale efficacia dell’SPL. Se l’altitudine di iniezione viene aumentata a 14,5 km, la quantità di BC necessaria per ottenere lo stesso carico di aerosol viene ridotta del 20%. La Figura 1B mostra la distribuzione dell’aerosol di solfato in funzione della latitudine. I carichi negli emisferi settentrionale e meridionale sono simili, con metà dell’aerosol nella banda da 30°N a 30°S. Le iniezioni fuori dall’equatore o in stagioni diverse produrranno una diversa partizione tra gli emisferi. La latitudine di iniezione può essere regolata per massimizzare il raffreddamento superficiale dove necessario.

Una concentrazione di BC di 10 µg m-3 produce un lofting rapido. Per dimostrare il tasso di lofting, un tracciante passivo insieme al BC è stato iniettato in una scatola della griglia a 13,5 km il quinto giorno della nostra iniezione di 10 giorni. La Figura 2 mostra i profili verticali dei rapporti di miscelazione del tracciante risultanti. Il picco di concentrazione raggiunge la tropopausa, a 16,5 Km, in 3 ore. Nel giro di 2 giorni, c’è materiale che è arrivato nella stratosfera. Una corsa complementare con la stessa quantità di tracciante passivo ma senza BC non mostra sostanzialmente alcun cambiamento nell’altitudine del picco del tracciante passivo durante la simulazione di 48 ore.

Fig. 1. Carico di aerosol di solfato nella stratosfera. Il carico viene sommato da 200 hPa al top del modello a 10 hPa. (A) Carico residuo da un’iniezione di SO2 di 2 Tg anno -1 a 20 km (linea tratteggiata), a 13,5 km (linea tratteggiata) ea 13,5 km compreso BC (linea continua). Per ogni scenario, l’iniezione è avvenuta in un periodo di 10 giorni ogni giugno all’equatore. (B) Onere per l’iniezione a 13,5 km compreso BC nelle bande di latitudine: la linea continua è globale, la linea tratteggiata è da 30°N a 30°S, la linea tratteggiata è da 30°N a 90°N e la linea tratteggiata è 30 °S a 90°S. Il modello funziona in modalità libera, quindi c’è una variabilità naturale nelle dinamiche che influenzano il carico di aerosol di anno in anno. Occorrono circa 2 anni per raggiungere uno pseudo carico di equilibrio e la variabilità interannuale è evidente negli ultimi 4 anni tracciati.

Implementazione SPL

L’implementazione dell’SPL richiede che gli aeromobili disperdano RAP e CIM in un volume d’aria nella posizione di loft scelta per un periodo di tempo prestabilito. Più aerei creano pennacchi di questi materiali sulla stessa lunghezza della pista di volo ed entro una distanza orizzontale molto più stretta rispetto alla lunghezza della pista di volo. Il RAP si accumula nella regione di volo, raggiungendo infine le concentrazioni critiche per il lofting.

Fig. 2. Evoluzione di un’iniezione di impulsi di un tracciante passivo. Questo è per il caso del modello con BC (10 µg m -3 ) iniettato a 13,5 km. Le linee colorate mostrano il rapporto di miscelazione della massa del tracciante mediato zonalmente (da 20°S a 20°N) dall’inizio dell’iniezione fino a 48 ore dopo l’iniezione. ppm, parti per milione.

Un pennacchio, una volta creato nella troposfera da un aereo, si disperde attraverso turbolente miscelazione e diffusione, che riducono la concentrazione iniziale di RAP. Per calcolare la concentrazione iniziale di BC necessaria per ottenere il lofting, viene utilizzato un modello di pennacchio gaussiano bidimensionale(27) per stimare la dispersione in un piano verticale perpendicolare alla lunghezza del pennacchio (dispersione della sezione trasversale).

La dispersione lungo la lunghezza del pennacchio non è considerata sulla base del presupposto che la lunghezza del pennacchio sia molto maggiore della distanza di dispersione. Il modello gaussiano è controllato dai coefficienti di diffusione verticale e orizzontale e dal wind shear verticale. Questi parametri si basano su lavori precedenti(28) utilizzando simulazioni di grandi vortici per derivare una gamma di coefficienti di diffusione verticale e orizzontale coerenti con le osservazioni in situ (29). I valori massimi dei coefficienti di diffusione verticale e orizzontale (23 e 0,6 m 2 s−1 ) e del wind shear verticale (0,007 s−1 )(27, 28) sono utilizzati qui per stimare i limiti superiori della dispersione del pennacchio e quindi il limite superiore di il BC richiesto. Più pennacchi all’interno della larghezza scelta del volume di iniezione vengono quindi combinati per determinare la distribuzione tridimensionale dei materiali per un evento di iniezione di 10 giorni (vedi Materiali e metodi).

I risultati della modellazione del pennacchio indicano che una larghezza di 8 km è sufficientemente ampia per l’area di iniezione per limitare l’effetto della dispersione del pennacchio. In questo caso, una concentrazione BC iniziale di 1,4 volte il valore derivato per la distribuzione uniforme in una scatola di griglia modello CESM sarà sufficiente per portare il CIM nella stratosfera (vedi Materiali e Metodi). La lunghezza dell’area di iniezione è scelta per essere 100 km.

Assumendo questa configurazione, la quantità di BC richiesta nel periodo di iniezione di 10 giorni è di 10 Gg (vedi Materiali e metodi). Questo valore è un limite superiore a causa dei coefficienti di diffusione limite superiore utilizzati in questo lavoro.

È necessario un gran numero di aeromobili per fornire la massa BC e CIM richiesta in un periodo di 10 giorni. Un grosso aereo delle dimensioni di un’autocisterna militare o di un Boeing 747 trasporta nell’ordine di 105 kg (~100 m 3 di SO2 liquida). Pertanto, consegnare 2 Tg richiede circa 20.000 voli. Supponendo 2 ore per volo, l’iniezione può essere effettuata in un periodo di 10 giorni utilizzando 335 aeromobili, ciascuno dei quali vola durante le ore diurne sei volte al giorno. I voli brevi consentono un carico utile maggiore perché il carico di carburante richiesto sarà inferiore al massimo.

Ospitare 20.000 voli in 10 giorni richiede l’utilizzo di almeno otto piste contemporaneamente. Questo requisito può essere soddisfatto con due grandi aeroporti separati da ~200 km o meno. In prospettiva, 2 Tg è circa il 20% del carico internazionale aereo annuale (Bureau of Transportation Statistics, transtats.bts.gov). L’aumento nominale delle emissioni di CO2 dovuto a 40.000 ore di volo di un Boeing 747 è una piccola frazione delle emissioni globali annuali dell’aviazione.

Supponendo un tasso di emissione di circa 90 kg CO2 ora-1 per un Boeing 747 in crociera, l’iniezione si traduce in un aumento rispetto alle emissioni globali del trasporto aereo dello 0,0004%. L’iniezione potrebbe anche essere effettuata per un periodo più lungo o più periodi all’anno con un minor numero di aeromobili, ma comporterebbe una maggiore quantità di BC emessa ogni anno.

La massa CIM iniettata, e quindi il numero di voli, è dimezzata se si usa H2S o zolfo puro (ossidato in situ) al posto di SO2(30).

Il presente studio non affronta tutti i problemi tecnologici esclusivi di SPL che richiedono considerazione prima dell’implementazione.

Ad esempio, è necessaria una determinazione del modo migliore per disperdere BC solido con SO2 gassoso/liquido o particelle solide come Al2O3 da un aereo. Sono inoltre necessarie ricerche per trovare il miglior materiale che assorbe la luce per SPL, la distribuzione dimensionale ottimale per massimizzare il riscaldamento per unità di massa e i mezzi per raggiungere quella dimensione nel processo di iniezione. Se ci sono interazioni tra aerosol BC e CIM gassoso o aerosol deve essere valutato tramite esperimenti di laboratorio e sul campo. Sebbene la scala temporale del lofting sia breve, l’ossidazione di SO2 mentre l’aria si alza deve essere esaminata in dettaglio. È inoltre necessario lavorare per determinare la quantità massima di CIM che può essere trasferita tramite questo approccio.

Fig. 3. Onere BC in funzione del tempo e del contributo medio annuo (in concentrazione) per lo scenario SPL. (A) carico di aerosol BC (somma da 200 a 1 hPa) rimanente da un’iniezione tropicale di 10 Gg per 10 giorni ogni giugno. La linea continua è l’onere globale, la linea tratteggiata è l’onere tropicale, la linea tratteggiata è l’onere NH 30°N a 90°N e la linea tratteggiata è l’onere dell’emisfero sud 30°S a 90°S. (B) Differenza media annuale nella concentrazione di BC (gigagrammo/chilometro) tra un caso senza BC aggiunto e un caso con BC di 10 Gg anno -1 [media da 3 a 6 anni dalla corsa mostrata in (A)].

Sono necessari ulteriori studi teorici per ottimizzare i luoghi di distribuzione degli aeromobili, i luoghi di iniezione e le stagioni preferite per ottenere al meglio i risultati di mitigazione desiderati; questo vale per SAI sia per iniezione diretta che per SPL. Qui discutiamo un possibile scenario, iniezione solo a giugno e sull’equatore. Per l’iniezione diretta, sono state esplorate latitudini e stagioni di iniezione(31) ad altitudini di 5 km sopra la tropopausa. È stato riscontrato che l’iniezione durante una stagione riduce la quantità di SO2 necessaria per raggiungere una certa profondità ottica dell’aerosol rispetto all’iniezione della stessa quantità per un anno intero, possibilmente riducendo al minimo gli effetti collaterali. Anche le iniezioni leggermente fuori dall’equatore possono essere più efficaci(31). Anche se SO2 è il miglior CIM da utilizzare richiede un’indagine.

Potrebbero esserci altri particolati che riducono al minimo gli effetti collaterali e per tali indagini è necessario il lavoro di laboratorio insieme alla modellazione.
L’utilizzo dell’energia solare per ottenere l’iniezione stratosferica nel metodo SPL presenta vantaggi distinti rispetto all’iniezione diretta SAI. Con l’iniezione nell’alta troposfera, SPL aggira la necessità di sviluppare una nuova piattaforma aerea per iniettare CIM direttamente nella stratosfera. L’iniezione nell’alta troposfera richiederà anche meno carburante rispetto all’introduzione della stessa massa ad altitudini più elevate e quindi è probabile che sia più conveniente. Un altro vantaggio dell’iniezione di materiale nella troposfera è che il CIM è disperso meglio che se iniettato direttamente con metodi simili nella stratosfera termodinamicamente stabile. L’evidenza di una dispersione stratosferica limitata deriva dall’incontro casuale di un aereo da ricerca ad alta quota con un pennacchio di razzi stratosferico ben definito avvenuto sulla California più di 10 giorni dopo il lancio del razzo dal Kazakistan o dalla Russia(32). La turbolenza aggiuntiva durante il lofting dovrebbe facilitare la dispersione del CIM.

Fig. 4. Perturbazione media annuale della temperatura dovuta all’iniezione di BC. Questo grafico mostra la differenza tra una corsa di controllo senza BC iniettato e una corsa con 10 Gg anno -1 di BC iniettato a 13,5 km all’equatore; come in Fig. 3B, è la media da 3 a 6 anni dalla corsa mostrata in Fig. 3A. I punti indicano dove la differenza è maggiore di 1,5 volte la SD della media. I valori di picco sono ~0,5 K appena sopra la tropopausa tropicale.

Considerazioni ambientali

L’aumento del carico stratosferico del CIM tramite SPL avrà probabilmente conseguenze indesiderate simili a quelle dell’iniezione stratosferica diretta. Preoccupano l’aumento delle temperature stratosferiche, i cambiamenti nei trasporti, il potenziale di esaurimento dell’ozono stratosferico e i cambiamenti nei modelli di precipitazione superficiale. Questi argomenti sono stati riconosciuti e affrontati in precedenti studi di modellizzazione di SAI(25). L’ulteriore preoccupazione ambientale con il nostro metodo SPL è l’uso del RAP come agente di lofting perché continua a riscaldare l’aria di loft dopo aver raggiunto la stratosfera.

Il carico stratosferico di BC risultante da 10 Gg anno-1 di iniezione ai tropici è mostrato in Fig. 3. Circa l’80% del BC rilasciato sale nella stratosfera, mentre il CIM si solleva, il 10% piove e il 10% rimane nella troposfera per circa un mese.
L’effettivo aumento annuo del carico globale di BC stratosferico è di circa 8 Gg, con la maggior parte dell’aumento nei tropici. Per mettere le quantità di BC in prospettiva, l’emissione superficiale di BC da altre fonti è ~11 Tg anno-1(24), quindi l’aumento di BC dovuto a SPL è ~ 0,1% delle emissioni medie annue nominali di BC. La risposta media annuale della temperatura da 10 Gg anno -1 di iniezione è presentata in Fig. 4, che mostra un aumento di picco inferiore a 1°C nei tropici dove la concentrazione di BC massimizza. Una grandezza e un modello di riscaldamento simili (non mostrati) sono prodotti dal riscaldamento dell’aerosol di solfato per l’anno 1 Tg-1 del caso di iniezione di SO2. Ad alte latitudini, le variazioni di temperatura stratosferica sono minime e non statisticamente significative. Sebbene l’iniezione annuale determini un aumento di oltre 10 volte del carico di BC nella stratosfera rispetto al suo stato di fondo imperturbabile, il cambiamento di temperatura effettivo è piuttosto piccolo e simile alla variabilità interannuale osservata, anche ai tropici. Se viene iniettata una quantità maggiore di SO2, il riscaldamento stratosferico aumenterà, ma il contributo BC rimarrà lo stesso.

Fig. 5. Crescita orizzontale e verticale di un singolo pennacchio. Sia le dimensioni orizzontali che quelle verticali sono normalizzate ai valori iniziali e quindi adimensionali.

DISCUSSIONE

Abbiamo presentato un nuovo metodo che rende sostanzialmente più pratica l’iniezione di CI stratosferico. SPL consente di iniettare materiale CI con l’attuale flotta di aeromobili a 13,5 km invece di richiedere lo sviluppo della piattaforma per iniettare a 20 km. I calcoli del modello dimostrano la potenziale efficacia dell’SPL mostrando che la coiniezione di piccole quantità di BC (10 µgm-3) con materiale CI a 13,5 km produce un carico di aerosol stratosferico equivalente a quello dell’iniezione diretta della stessa quantità di materiale CI a 20 km.

Sono state utilizzate simulazioni di modelli globali per quantificare l’impatto dell’SPL sulle temperature stratosferiche. Per lo scenario di iniezione utilizzato, che limitava il BC totale emesso a 10 Gg anno-1, sono stati calcolati aumenti di temperatura dovuti al riscaldamento del BC inferiori a 1°C nella bassa stratosfera tropicale con variazioni minime altrove. Tale variazione si somma ad eventuali aumenti di temperatura dovuti al CIM utilizzato, in questo caso SO2 . Il “case run” per questo studio ha utilizzato 2 Tg anno-1 di SO2 e i risultati del modello forniscono aumenti di temperatura statisticamente significativi che massimizzano a meno di 2°C nella bassa stratosfera tropicale. In questo caso, le iniezioni si verificano in un periodo di 10 giorni una volta all’anno. Il riscaldamento stratosferico può essere sostanzialmente ridotto se vengono invece utilizzati aerosol organici che assorbono la luce, noti come carbone marrone (BrC). BrC è spesso sbiancato in ore o giorni. Dopo lo sbiancamento, BrC perde la sua capacità di assorbire la luce e quindi il suo impatto sulla temperatura e sulla circolazione della stratosfera sarà molto ridotto(33, 34).

Potrebbe esserci un impatto sulla copertura cloud regionale associato a SPL. La convezione al di sopra del punto di iniezione potrebbe essere aumentata.

L’aumento locale delle particelle BC troposferiche superiori potrebbe modificare la copertura dei cirri agendo come nuclei di ghiaccio(35) e riscaldando le particelle d’aria e quindi riducendo l’umidità relativa in queste particelle d’aria. La densità del numero di particelle BC nell’aria loft è sufficientemente alta (~3000 per cm3 ) che le particelle di ghiaccio che possono formarsi saranno probabilmente piccole e la sedimentazione non sarà importante(36). La piccola quantità di BC e CIM che non entra nella stratosfera potrebbe anche produrre cambiamenti di cirri nei luoghi che circondano la regione di iniezione. Le particelle di BC che rimangono nella troposfera potrebbero anche perturbare la struttura termica locale. Tuttavia, la regione di iniezione è molto piccola (100 km per 8 km) e il periodo è molto breve (10 giorni). Pertanto, si prevede che gli impatti regionali saranno limitati, sia spazialmente che temporalmente.

Prima di qualsiasi implementazione, questa deve essere valutata a fondo con studi di modelli su mesoscala e risoluzione cloud.

Fig. 6. Dispersione orizzontale di 11 pennacchi (separazione di 800 m). Tutte le curve sono nella stessa, anche se arbitraria, unità.

Gli impatti non saranno limitati alle immediate vicinanze dell’iniezione di SPL. Tutte le particelle BC (e le particelle di CIM) alla fine rientreranno nella troposfera e potrebbero influenzare le distribuzioni dei cirri a livello globale. Anche questo effetto deve essere quantificato, così come i cambiamenti dinamici indotti da qualunque CIM venga utilizzato. Qui, consideriamo solo gli sbalzi termici aggiunti dovuti all’utilizzo di un aerosol che assorbe la luce per SPL; c’è molto lavoro in corso per esaminare i cambiamenti meteorologici su larga scala dovuti all’iniezione stratosferica diretta(37). Sono necessari studi di modellazione dettagliati per quantificare questo potenziale effetto.

SPL come descritto qui è un primo passo che potrebbe rendere più facile l’avvio di CI stratosferiche perché non richiede lo sviluppo e la produzione di una nuova piattaforma aerea. Prima di ogni implementazione è necessaria un’attenta valutazione dei rischi e dei benefici; la nostra analisi limita la quantità di aerosol che assorbono il sole, riducendo così al minimo i potenziali impatti oltre a quello del materiale CI stratosferico aggiunto. Tuttavia, come notato in altri studi(5, 8, 25), è probabile che gli impatti derivanti esclusivamente dal materiale CI aggiunto siano grandi. Idealmente, più metodi saranno studiati a fondo in modo teorico per identificare la combinazione ottimale di strategie di implementazione della CI. Tale valutazione deve affrontare tutte le possibilità, compresi i metodi di modifica dell’albedo basati sulla troposferica e stratosferica, la cattura del carbonio, la riduzione delle emissioni e gli adattamenti. Come altri hanno anche notato, la CI sarebbe nella migliore delle ipotesi una soluzione temporanea, intrapresa con il concorso internazionale, per guadagnare tempo mantenendo l’aumento della temperatura superficiale al di sotto delle soglie critiche e contemporaneamente sviluppando la tecnologia di mitigazione e cattura del carbonio(4). SPL può consentire l’implementazione di SAI con sviluppo tecnologico abbreviato.

MATERIALI E METODI

Modello climatico globale: CESM-CARMA

Per questo studio utilizziamo la National Science Foundation/Department of Energy CESM abbinata a uno schema di aerosol sezionale, il CARMA (CESM-CARMA)(24, 38, 39). La risoluzione orizzontale del modello è di 1,9° (latitudine) per 2,5° (longitudine) con 56 livelli verticali fino a ~1,8 hPa. Il passo temporale del modello è di 30 min. Il modello funziona sia con la chimica stratosferica che troposferica. Per questo studio, iniettiamo BC e CIM in una scatola di griglia modello durante le ore diurne (dalle 8:00 alle 20:00 ora locale) per 10 giorni nel mese di giugno per un periodo di 10 anni. Lo spessore di una scatola della griglia di un modello vicino a 13,5 km è di circa 1 km. Il modello funziona liberamente con le temperature della superficie del mare prescritte e gli aerosol iniettati sono radiativamente attivi. CARMA traccia due gruppi di aerosol. Il primo gruppo è costituito da solfato puro con 20 contenitori di dimensioni, che vanno da 0,2 nm a 1,3 μm di raggio. Il secondo gruppo è costituito da miscele interne (con l’approssimazione nucleo-guscio) comprendenti sostanze organiche, solfato, polvere, sale marino e BC, con un raggio compreso tra 0,5 e 8,7 μm. CARMA fornisce informazioni dettagliate sulle particelle (ad es. raggio bagnato, composizione chimica e igroscopicità), che variano in base al tempo e al luogo. Le informazioni vengono utilizzate per trovare le proprietà ottiche dell’aerosol da una tabella di ricerca generata in base alla teoria di Mie. Indici di rifrazione di 1,95 + 0,79i sono stati utilizzati per BC alle lunghezze d’onda del visibile medio(19). Le proprietà ottiche calcolate vengono quindi trasferite al modulo di radiazione del CESM (Rapid Radiative Transfer Model for GCMs)(40) per i calcoli radiativi (ad esempio, velocità di riscaldamento e forzatura).

Lo stesso modello e impostazioni del modello simili sono state applicate per simulare il fumo di fuoco del Pacifico nord-occidentale del 2017(19). Il lofting del pennacchio osservato nell’evento del 2017 è stato riprodotto da CESM-CARMA con interazioni radiazioni-aerosol. Nel presente studio, assumiamo che le particelle di fuliggine siano sfere piuttosto che aggregati frattali, probabilmente rappresentando un limite inferiore per l’efficienza di lofting perché gli aggregati di fuliggine soffici assorbirebbero più luce solare, introducendo quindi più galleggiabilità. La distribuzione dimensionale per BC per entrambi gli studi si basa su una distribuzione dimensionale media giornaliera recuperata da Aerosol Robotic Network presso l’Università del Nevada, Reno il 26 agosto 2013, quando il fumo dell’incendio di Rim ha pesantemente colpito il sito(41).

Valutazione del modello

Per l’evento del 2017, abbiamo utilizzato il modello per simulare l’aumento del pennacchio con vari rapporti tra BC e carbonio organico (BC/OC). Abbiamo scoperto che il modello è stato in grado di riprodurre l’aumento del pennacchio quando BC/OC è impostato su 0,02. Pertanto, la qualità delle prestazioni del modello può essere giudicata da quanto il rapporto BC/OC ipotizzato di 0,02 è vicino al rapporto BC/OC reale. Ci sono alcune misurazioni riportate del rapporto BC/OC per altri eventi di pennacchi di fuoco nella troposfera e nella stratosfera inferiore [~ 0,03,(42), da 0,015 a 0,025(41) e ~ 0,004(43)]. Poiché il rapporto varia da fuoco a fuoco, questi risultati possono essere utilizzati solo per mettere tra parentesi le prestazioni del nostro modello. Il valore che usiamo (0.02) rientra nell’intervallo annotato per gli incendi precedentemente misurati.

Idoneità del modello

La risoluzione del CESM è troppo grossolana per risolvere in modo esplicito gli eventi di temporale che hanno portato al superamento del piroCB nel caso di incendi boschivi del 2017 o per modellare l’evoluzione dettagliata del pennacchio iniziale discussa in questo lavoro. Tuttavia, l’obiettivo di questo lavoro è determinare come loft CIM da 13,5 a oltre 20 km. Per questo obiettivo, il modello è adeguato, come illustrato nel lavoro pyroCb 2017. Il motivo per cui siamo in grado di modellare un pennacchio che sale è perché, in entrambi i casi, il pennacchio è innalzato dal riscaldamento solare, che dipende solo dalla densità BC (microgrammo per centimetro cubo), ed è indipendente dalla dimensione del pennacchio fintanto che l’attenuazione di l’energia solare di BC non è sostanziale all’interno del pennacchio (vero in entrambi i casi). Il successo della modellazione dell’aumento del pennacchio per l’evento pyroCb del 2017 ci conferisce un’elevata fiducia che il modello sia adeguato per la modellazione SPL.

Considerazioni sull’iniezione

Le iniezioni di CIM negli scenari convenzionali vengono solitamente effettuate tutto l’anno(25). Il metodo SPL, invece, richiede che le iniezioni vengano effettuate in un periodo molto più breve. Il motivo è che la quantità totale di RAP necessaria per loft una data quantità di CIM è determinata parzialmente dalla diluizione. Una maggiore diluizione porterà a un RAP più richiesto. Per ridurre al minimo la diluizione, l’iniezione deve essere il più compatta possibile in termini sia di spazio che di tempo. Il periodo di 10 giorni viene scelto tenendo conto dei voli ragionevoli realizzabili al giorno. Se il periodo viene esteso all’intero anno come negli scenari convenzionali, il requisito RAP aumenterà sostanzialmente, principalmente a causa della diluizione verticale che può essere ignorata nel nostro esperimento modello.
L’efficacia dell’SPL dipende da quanta energia solare può assorbire un volume di massa d’aria. L’energia solare più assorbita porta a un maggiore riscaldamento, che a sua volta porta a un lofting più forte. Finché CIM non impedisce la capacità di assorbimento del materiale SPL (RAP), non influisce sull’efficacia di SPL. Pertanto, non è il rapporto tra RAP e SO2 ad essere importante per il lofting, ma piuttosto il rapporto tra RAP e massa d’aria totale all’altitudine di iniezione.

Modellazione del pennacchio di iniezione

In questo lavoro, adattiamo il modello di diffusione gaussiana di Dürbeck e Gerz (28). In questo quadro, le crescite trasversali di un singolo pennacchio possono essere espresse analiticamente

e

dove h e v indicano le direzioni orizzontale e verticale, s è la velocità di taglio del vento, D è il coefficiente di diffusione e h,0 e d v,0 sono rispettivamente la larghezza e l’altezza iniziali del pennacchio.

Per un singolo pennacchio (un cilindro disposto orizzontalmente), lo stiramento orizzontale e la diffusione perpendicolare al cilindro sono fattori dominanti che controllano la dispersione del pennacchio. La larghezza orizzontale del pennacchio modellato cresce di circa 1200 volte in 1 giorno (Fig. 5).

Per disperdere il RAP e il CIM, vengono generati più pennacchi molto vicini. Un esempio è fornito in Fig. 6. Un aereo inietta 10 5 kg di CIM su una pista di 200 km (un viaggio di andata e ritorno in una scatola lunga 100 km). Si presume che il diametro iniziale del pennacchio a un’altitudine di 13,5 km sia di circa 1,3 m, che è determinato dalla lunghezza della traccia di volo e dal carico CIM. Il diametro iniziale determina la larghezza finale del pennacchio combinato. La stessa quantità di RAP in un volume maggiore produrrà un effetto di riscaldamento minore. Poiché ci sono incertezze nella diffusione del pennacchio, come stima prudente, assumiamo che il diametro iniziale del pennacchio sia 10 volte più grande o 13 m. Saranno necessari veri test in volo per valutare l’effettiva espansione del pennacchio e quanto RAP è necessario. Qui, scegliamo le condizioni che probabilmente comportano una sovrastima del RAP richiesto per ottenere il lofting desiderato.

Pertanto, gli impatti ambientali calcolati dalla nostra stima RAP sono un limite superiore.

Un totale di 11 pennacchi [cilindri di 13 m di larghezza completa a metà diametro massimo (FWHM)] vengono generati con una separazione di 800 m tra pennacchi vicini. Sebbene, in pratica, verranno posati migliaia di pennacchi ogni giorno, 11 pennacchi sono sufficienti per simulare la dispersione del pennacchio e tuttavia consentono una chiara illustrazione in Fig. 6. Si presume che i singoli pennacchi si disperdano secondo il modello gaussiano.

A causa della vicinanza dei pennacchi, questi pennacchi si fondono rapidamente in un singolo strato di pennacchi di ~ 8,8 km FWHM orizzontale dopo 6 ore. L’aggiunta di più pennacchi all’interno di questa fascia di 8 km non influisce sull’evoluzione della larghezza. Il pennacchio combinato continua ad evolversi, espandendosi infine a una larghezza di ~ 17,4 km dopo 1 giorno. La larghezza del pennacchio mediata nel tempo è di ~ 11,4 km, quindi la concentrazione di BC è diluita di circa un fattore di 1,4 nel primo giorno. Pertanto, se la concentrazione iniziale di BC all’interno di una scatola larga 8 km è impostata a 1,4 volte il valore utilizzato nella sezione Risultati (~10 µg m-3 ), allora è sufficiente trasferire il materiale CIM nella stratosfera. La lunghezza della scatola è fissata a 100 km. Per ottenere un lofting simile a quello simulato nel modello globale dell’area delle celle della griglia di 208 km per 279 km, la quantità di BC necessaria per un periodo di 10 giorni è di circa 10 Gg per quest’area di 100 km per 8 km.

Per un singolo strato di pennacchi affiancati come mostrato in Fig. 6, deve essere considerata un’ulteriore diluizione dovuta alla diffusione verticale e al riscaldamento solare del BC e al successivo aumento del pennacchio verticale. Questa diluizione è difficile da caratterizzare senza una modellazione sofisticata.
Tuttavia, in qualsiasi scenario CI realistico, verranno posati più strati di pennacchi ogni giorno. Gli strati di pennacchi ravvicinati probabilmente ridurranno notevolmente l’effetto della diluizione verticale.

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  43. J. Ditas, N. Ma, Y. Zhang, D. Assmann, M. Neumaier, H. Riede, E. Karu, J. Williams, D. Scharffe, Q. Wang, J. Saturno, J. P. Schwarz, J. M. Katich, G. R. Mc Meeking, A. Zahn, M. Hermann, C. A. M. Brenninkmeijer, M. O. Andreae, U. Pöschl, H. Su, Y. Cheng, Strong impact of wildfires on the abundance and aging of black carbon in the lowermost stratosphere. Proc. Natl. Acad. Sci. U.S.A. 115, E11595–E11603 (2018).
    https://www.pnas.org/content/pnas/115/50/E11595.full.pdf

Ringraziamenti: Ringraziamo D. W. Fahey per le discussioni utili. Ringraziamo il Climate Simulation Laboratory presso il Computational and Information Systems Laboratory (CSL) di NCAR per le risorse di calcolo (ark:/85065/d7wd3xhc). Finanziamento: P.Y. è stato sostenuto dal secondo programma di ricerca e spedizione scientifica sull’altopiano tibetano (2019QZKK0604). O.B.T. è stato sostenuto, in parte, dall’Open Philanthropy Project. Contributi dell’autore: L’idea originale per questo studio è stata concepita da R.-S.G. e K.H.R. P.Y. eseguito le simulazioni del modello. Tutti gli autori hanno contribuito allo sviluppo della metodologia e alla stesura del manoscritto.
Interessi concorrenti: R.-S.G. e K.H.R. sono inventori di una domanda di brevetto provvisoria relativa a quest’opera depositata dalla National Oceanic and Atmospheric Administration o NOAA (prov. n. 63/108633, depositata il 2 novembre 2020). Gli autori dichiarano di non avere altri interessi concorrenti. Disponibilità di dati e materiali: Tutti i dati necessari per valutare le conclusioni del documento sono presenti nel documento. L’output della simulazione del modello utilizzato per produrre la grafica è disponibile su https://osf.io/e5jnv?view_only=3d4dbd6726df4184bcb46f65f1f4695c,
con identificatore DOI: 10.17605/OSF.IO/E5JNV.
Eventuali domande relative al formato dei dati possono essere rivolte a P.Y.

Inserito il 14 settembre 2020
Accettato il 24 marzo 2021
Pubblicato il 14 maggio 2021
10.1126/sciadv.abe3416

Citazione: R.-S. Gao, K. H. Rosenlof, B. Kärcher, S. Tilmes, O. B. Toon, C. Maloney, P. Yu, Verso la modifica pratica dell’albedo dell’aerosol stratosferico: lofting a energia solare. Sci. avv. 7, eabe3416 ​​(2021).


Il Modern Maximum è finito, sotto ogni aspetto

I TEMPI FREDDI stanno tornando, le medie latitudini si stanno RAFFREDDANDO in linea con  la grande congiunzione, l’attività solare storicamente bassa, i  raggi cosmici che nucleano le nuvole e un  flusso di corrente a getto meridionale (tra le altre forzature).

Sia il NOAA che la NASA sembrano concordare,  se si legge tra le righe, con NOAA che afferma che stiamo entrando in un  grande minimo solare ‘in piena regola’  alla fine del 2020, e la NASA vede questo prossimo ciclo solare  (25)  come “il più debole degli ultimi 200 anni“, con l’agenzia che mette in correlazione i precedenti spegnimenti solari a periodi prolungati di raffreddamento globale  qui.

Inoltre, non possiamo ignorare la sfilza di nuovi articoli scientifici che affermano l’immenso impatto che  il Beaufort Gyre  potrebbe avere sulla Corrente del Golfo, e quindi sul clima in generale.

Grande minimo solare + Inversione magnetica dei poli

I canali dei social media stanno limitando la portata di Megachiroptera: Twitter, Facebook ed altri social di area Zuckerberg hanno creato una sorta di vuoto cosmico intorno alla pagina ed al profilo mostrando gli aggiornamenti con ritardi di ore.

Megachiroptera non riceve soldi da nessuno e non fa pubblicità per cui non ci sono entrate monetarie di nessun tipo. Il lavoro di Megachiroptera è sorretto solo dalla passione e dall’intento di dare un indirizzo in mezzo a questo mare di disinformazione.

Non ci sono complotti

Ci sono persone e fatti

DOCUMENTATI


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