MOLN OCH GLOBAL UPPVÄRMNING

Transkript

1 MOLN OCH GLOBAL UPPVÄRMNING En rapport av Stefan Oros, Teknisk Fysik 10, LTH Sebastian Nöbbelin, Teknisk Fysik 10, LTH Handledare: Staffan Sjögren Avdelningen för Kärnfysik Lunds Universitet

2 Moln och global uppvärmning Författarna går i rapporten igenom en grundlig teoretisk beskrivning om hur moln bildas. Genom att skapa en egen modell för jordklotet utför författarna därefter beräkningar för hur förångningen av jordens vatten, som leder till att moln bildas, kan förändra jordens temperatur. Författarna diskuterar därefter ur den teoretiska bakgrund läsaren får i rapporten varför forskarna är oense om hur moln påverkar den globala uppvärmningen och varför det krävs mycket mer forskning för att förstå detta trots att man är på god väg. Hur ändrar man Φ? I. TEORETISK BAKGRUND Relativ luftfuktighet är det vanligaste sättet att ange luftfuktighet, dock kan konceptet te sig lite förvirrande då det inte anger mängden absolutvattenånga i luften utan istället hur nära luften befinner sig från att vara mättat med avseende på mängden vattenånga. Det normala är att studera den relativa luftfuktigheten i ett begränsat luftpaket. Ett luftpaket har en viss mättnadskapacitet, det vill säga hur mycket vattenånga luftpaketet kan innehålla innan det anses vara mättat. Eftersom luftfuktigheten beror på mängden vattenånga i luftpaketet beror den också direkt på vattenångans partialtryck. Följande leder till att den relativa luftfuktigheten, Φ, definieras av en kvot mellan vattenångans aktuella partialtryck, p r, och vattenångans mättnadsångtryck, p s : Den relativa luftfuktigheten anges i procentenheter. Vid 100% relativ luftfuktighet definieras luftpaketet vara mättat och överstiger luftfuktigheten 100% anses det vara övermättat. Det finns två huvudsakliga metoder att ändra den relativa luftfuktigheten. I den första metoden antar vi att mängden vattenånga, aktuella partialtrycket, i luftpaketet är konstant. Om temperaturen då ökar överförs värme till vattenmolekylerna och bidrar till en ökning av kinetisk energi vilket gör att de rör sig snabbare. Detta leder i sin tur, på grund av vattenmolekylernas ökade hastighet, till att sannolikheten att vattenmolekylerna kolliderar och kondenserar minskar. Luften kan alltså innehålla mer vattenånga. Därav medför detta att den relativa luftfuktigheten minskar. Om temperaturen istället minskar medför det att vattenmolekylernas hastighet minskar och därmed ökar även sannolikheten för kondensation vilket omvänt ökar den relativa luftfuktigheten. I den andra metoden hålls temperaturen konstant medan mängden vattenånga i luftpaketet ändras. Genom att öka mängden vattenånga i luftpaketet och därmed antalet vattenmolekyler ökar sannolikheten för att två vattenmolekyler ska kollidera och kondensera vilket medför att den relativa luftfuktigheten ökar. Om vi däremot i detta scenario minskar mängden vattenånga i luftpaketet minskar 1

3 sannolikheten för att två vattenmolekyler ska kollidera och kondensera vilket medför att den relativa luftfuktigheten minskar. Φ i verkligheten Med den inledande teorin är det lätt att förstå hur den relativa luftfuktigheten ter sig i verkligheten. Oftast förändras inte den absoluta mängden vattenånga mycket under en dag, utan det är istället dygnstemperaturen som förändras. Vid en kall temperatur, exempelvis natt eller morgon, är den relativa luftfuktigheten hög medan den minskar under dagen då temperaturen ökar. Vi inför här en ny definition: Daggpunkt. Detta är den temperatur vilken luftpaketet måste kylas ner till för att uppnå ett mättat tillstånd, alltså Φ = 100%. Namnet kommer från att det bildas dagg vid den temperaturen. Daggpunkten bestäms i relation till en platt yta av vatten. Om man istället relaterar till en platt yta av is kallas den frostpunkten. Vad är en aerosol I allmän definition är aerosol en partikel med tillräckligt liten massa att den svävar i luften, samt omgivande luft. Exempel på aerosoler är damm, pollen, saltkristaller och luftföroreningar. Aerosolerna ger vattenångan en yta att kondensera på. Det är på grund av aerosoler som dimma och moln kan uppstå. Utan dessa hade den relativa luftfuktigheten behövt vara tillräckligt stor för att vattenångan ska kondensera av sig själv. I detta projektet benämner vi aerosoler till väldigt små partiklar som svävar. En övre gräns för en allmän aerosol är runt 100 μm, beroende på att de per definition ska hålla sig svävande i gasen i några sekunder innan de faller ut. En undre gräns kan ges av att partiklarna blir så små att de endast består av en molekyl vilket ger en storlek på några tiondels nanometer. I denna rapport menas aersolpartiklar som består av flera molekyler, en approximation av storleken är då. Moln Moln reflekterar en del av den inkommande strålningen från solen och kan därmed ses som ett kylande skydd till jordklotet. Hur mycket molnen reflekterar varierar med avseende på miljön men är i genomsnitt 30% av den inkommande strålningen från solen och definieras som jordens albedo. Det sker också en transport av energi från jordytan till atmosfären under processen då moln bildas, från ångbildningsentalpin (kondensationsvärmen) och genom konvektion. I detta avsnitt studeras hur de såkallade aerosolerna växelvärkar med omgivande luft och bildar moln. Processen då ett moln bildas börjar redan vid marknivå. Som en modell följer vi ett luftpaket. Under dagen, om det är måttligt varmt, kommer vatten att avdunsta och förse luftpaketet med vattenånga. Därmed kommer vattenångans aktuella partialtryck i luftpaketet att öka samtidigt som det mättade partialtrycket ökar med temperaturen. Därmed kommer luftpaketets relativa luftfuktighet aldrig att nå 100% under dagen, i det fallet. Om varm fuktig luft möter kall torr luft, kommer det varma luftpaketet stiga i vertikal riktning. Samtidigt som luftpaketet stiger kommer temperaturen och därmed det mättade partialtrycket att avta. Antaget att den vattenångan som tillförts systemet vid marknivå är bevarat kommer den relativa luftfuktigheten att gå mot 100%, daggpunkten, och fortsätter luftpaketet stiga kommer det att bli övermättat. 2

4 Det är då luftpaketet blir övermättat med cirka någon till några tiondelars procent relativ luftfuktighet som vattenångan i luftpaketet blir benäget att kondensera på de luftburna aerosolerna. Då en viss mängd vattenånga kondenseras på en aerosol blir den synlig som en liten luftburen vattendroppe och uppnår flera aerosoler kravet kommer ett moln att bildas. Om kondensationen av vattenånga på aerosolerna fortsätter kommer deras massa till slut bli stor nog för att de ska upphöra vara luftburna. Detta sker då en aerosol når en diameter på ca µm. Aerosolerna kommer då att falla mot marken, kollidera med mindre aerosoler, samla på sig dem och bilda en regndroppar. Redan nämnt är att vid förångning transporteras energi från marknivå till atmosfär där den avges. Detta beror på att vattnet vid marknivå absorberar inkommande solenergi för att fasomvandlas till vattenånga. Vattenångan kondenserar sedan på hög höjd, bildar moln och avger den absorberade energin som latent värme. Enligt teorin är den latenta värmen 78 W/m 2. 1 II. BERÄKNINGAR AV TEMPERATUR- FÖRÄNDRINGEN Strålning definieras genom effekt per area,. Denna definition används för att beräkna strålningen som krävs för att molnbildning ska ske (den latenta värmen). För att beräkna jordens genomsnittsarea används en modell av jordklotet där det liknas vid en sfär, därför beräknas den genomsnittliga arean med där r är jordens radie i meter. Effekten beräknas med vattnets ångbildningsentalpi multiplicerat med mängden vatten som avstundar per sekund - där H är ångbildningsentalpin och M (t) är vattenmassan i kg vid marknivå som avdunstar per sekund. Vidare är målet att beräkna hur den latenta värmen påverkar jordens temperatur. Detta görs genom att modellera jorden som ett skal av jorden där förändringen av skalets temperatur beräknas. Skalets tjocklek är 10 centimeter, då författarna antar ett rimligt djup innan andra faktorer börjar spela in för temperaturförändringen. För att ta reda på temperaturförändringen används formeln där är temperaturförändringen, Q är det latenta värmeflödet per sekund, är materialets specifika värmekapacitet och m är massan. För att beräkna massan utnyttjas nämnda modell där den sfäriska planeten består av 70% vatten och 30% mark. Genom tabellvärden (se tabell 1.1) fås både den specifika värmekapaciteten och densiteten för jord och vatten. Volymen för marken beräknas genom att först beräkna jordens volym och dra ifrån volymen av en sfär som är 10 cm mindre: ( ) ( ) Motsvarande beräkning utförs för vattenvolymen: ( ) ( ) 3

5 Massan beräknas sedan genom att multiplicera densiteten med volymen: använda ett medelvärde för markens densitet. Efter att ha beräknat den specifika värmekapaciteten för mark respektive vatten tas ett medelvärde av de två fram för att approximera en genomsnittlig temperaturökning på hela jordklotet. Se tabell 1.1 nedan för vilka värden som använts i beräkningarna samt referenser till dessa. III. BERÄKNINGSRESULTAT OCH DISKUSSION Tabell 1.1 Värden som använts i beräkningarna. Storhet Värde Vattenmassa i kg som 1, kg/s [5] avdunstar per sekund skriv källa [ berner berner osv i tredje kolumn kanske. Jordens radie i meter [r] m [6] Vattnets J/kg [7] ångbildningsentalpi i J/kg [H] Specifik värmekapacitet 4180 J/KgK [7] för vatten i J/KgK [C p(vatten) ] Specifik värmekapacitet 1000 J/kgK [7] för mark i J/kgK [C p(mark) ] Densitet för vatten i 1000 kg/m 3 [7] kg/m 3 [ρ vatten ] Densitet för mark* i 2100 kg/m 3 [7] kg/m 3 [ρ mark ] *Då mark inte är ett homogent material kan densiteten inte entydigt bestämmas. Ett minimum och maximum har bestämts och författarna har valt att bestämma och Tabell 1.2 Redovisade beräkningsresultat. Resultat Latent värme 68 W/m 2 Procentuell 87 % jämförelse [IPCC] ΔT (T/t=K/s) K/s ΔT (T/t=K/d) 21 K/d* *Enheten d står för dygn. Som vi ser i tabell 1.2 beräknades den latenta värmen till 68 W/m 2. IPCCs rapport Climate Change 2007 The physical science basis anger den latenta värmen till 78 W/m 2 vilket gör det möjligt att göra en första bedömning av författarnas ansats till modell av jorden. Eftersom beräkningarna utgör 87% av IPCCs värde kan modellen i detta steg anses vara godtagbar och godkänd för fortsatta beräkningar. Temperaturförändringen som den latenta värmen orsakar kan liknas vid ett tåg som tar med sig paket värme (ΔT (T/t=K/s) ) upp i atmosfären varje sekund. Detta gör att den latenta värmen motverkar effekten av en uppvärmning av jordytan genom den blir mindre uppvärmd. Det bör nu noteras att utifrån resonemanget ska temperaturförändringen anges negativt. I beräkningsavsnittet angavs temperaturförändringen som en medeltemperatur mellan havets och markens. Detta kan dock anses vara missvisande då värdet kommer väldigt nära havets, just på grund av den övervägande mängden vatten på jordklotet. Det blir givetvis en stor skillnad beroende på var på jorden man befinner sig. Detta kan illustreras med två exempel. I öknen finns det väldigt lite vatten. 4

6 Därmed är det rimligt att molnbildningen där är lägre i relation till resten av världen då det inte finns något vatten som kan kondensera. I kustområden är det omvänt, där finns det mängder av vatten som kondenserar. Detta medför att avkylningen skiljer sig mellan de två områdena och bidrar till att i kustområdena sker det en dämpning av temperaturförändringen jämfört med i öknen. Det är väldigt debatterat bland forskare ifall en latent värmeförändring och därmed även en förändring av molnbildningar skulle en positiv feedback (bidra till en global uppvärmning) eller en negativ feedback (motverka en global uppvärmning). Det kan verka underligt att forskare är så oense om påverkan. Detta beror på att moln utgör en del av en loop i klimatet. Klimatet påverkar molnen men molnen påverkar samtidigt klimatet. Man har inte fått full förståelse för hur moln faktiskt fungerar i detta loopade klimatsystem. Det är därför viktigt med forskning i ämnet för att lära sig om påverkan på klimatet. Författarna har skapat två tankeexperiment för att visa detta, ett som skulle innebära en positiv feedback och ett som skulle innebära en negativ feedback. Positiv feedback: Partikelutsläppen som människan förorsakar (föroreningar, till exempel sotpartiklar) skapar fördunkling. Fördunkling är en term för ett globalt fenomen som genom att göra luften grumlig förhindrar solstrålningen. Man har uppskattat att fördunklingen orsakat att solstrålningen minskat med 4% på 30 år. Men hjälp av fördunkling kan man genom ett tankeexperiment resonera fram en direkt konsekvens på denna rapports modell. Genom att solstrålningen minskar bör även den latenta värmen minska. Då den latenta värmen fungerar som en slags kylningsmekanism för jorden bör då yttemperaturen på jorden öka. Antag att den latenta värmen går mot 0. För varje steg mott noll ökar jordens medeltemperatur med några grader. Förutom avkylningens bidrag kommer även en obefintlig latent värme leda till att moln inte bildas. Om man studerar figur 1.1 ser vi att strålningen från den latenta värmen (78 W/m 2 ) kommer stanna kvar på jordytan. Samtidigt kommer strålningen som vanligtvis reflekteras tillbaks av molnen (77 W/m 2 ) strålas ut direkt på jordytan. En konsekvens av detta är att man genom att summera siffrorna kan konstatera att det blir en ökning av solstrålning med 155 W/m 2 på jordytan vilket leder till en väldigt stor uppvärmning. Detta hade givetvis orsakat kaotiska effekter på klimatet. Negativ feedback: Om man istället utför ett tankeexperiment där man antar att den latenta värmen ökar på grund av den globala uppvärmningen skulle det innebära att fler moln bildas. Detta skulle även innebära att jordens avkylning skulle öka och därmed skulle medeltemperaturen minska. Med fler moln reflekteras även mer av solstrålningen vilket skulle innebära att mindre strålning skulle träffa jordytan och det skulle bidra till lägre temperaturer. Resultatet av detta tankeexperiment är alltså att jordens temperaturer kyls ner och motverkar en global uppvärmning. 5

7 För att skapa bättre förståelse för hur moln påverkar den globala uppvärmningen och tvärtom måste man samla in mängder av mer detaljerad data om moln för att analyseras. Detta skulle göra att forskarna får en djupare förståelse om moln och kan skapa bättre och säkrare klimatmodeller. T.ex. NASAs Goddard Institute for Space Studies (GISS) samarbetar med International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP) som är en del av World Climate Research Program (WCRP) för att göra just detta. De har idag samlat in mängder av register av globala data över moln som kommer ta många år att analysera. Men vad som är säkert är att registrena innehåller nyckeln till att förstå hur moln samverkar med strålningen i klimatsystemet och därmed till slut förstå effekterna de bidrar med till den globala uppvärmningen. IV. FORTSATT FORSKNING KRÄVS Den globala uppvärmningen är idag ett väldigt debatterat ämne som på olika sätt berör många. Vissa är skeptiska till att den globala uppvärmningens konsekvenser ens existerar och anser att det är en politisk bluff eller konspiration. Andra menar på att den globala uppvärmningen skenar iväg och att mäsnkligheten kommer stå inför otroligt svåra prövningar. Forskare världen över arbetar mot klockan för att förhindra vad som skulle kunna innebära en global katastrof för mänskligheten om den globala uppvärmningen skulle leda till de förödande konsekvenser för klimatet som vissa teorier visar på. Det inses att det är avgörande att förstå molnens roll i klimatet för att förstå den globala uppvärmningens effekter. Idag har forskarna insett att man tidigare skapat alltför enkla modeller av moln och dess effekter. Detta för att man inte sett på moln ur ett globalt och långsiktigt perspektiv och fokuserat på hur moln betett sig lokalt och kortsiktigt. Man kan även uttrycka det med att man tidigare studerat moln för att ge kortsiktiga väderleksförutsägelser och inte långsiktiga förutsägelser om klimatet.genom förstå effekterna av den globala uppvärmningen och kunna skapa säkra förutsägelser för klimatförändringar kommer man kunna anpassa världssamhället efter de möjligtvis förestående förändringarna. 6

8 Referenser [1] Trenberth K. E., Jones P. D., et al. Climate Change 2007 The physical science basis (2007) [2] Ahrens, D. C., Meteorology Today, Brooks/Cole, USA (2009) [3] Perlman, H., USGS Water science for schools, ( (2011) [4] ISCCP, Cloud Climatology, ( (2009) [5] Nigel W. A., Global Water Cycle, Encyclopedia of Life Science, Storbritannien, (2004) [6] NASA, Earth: Facts and figures (2011) [7] Areskoug, M., Tabeller och Formler, Energi och Klimat, Avd. För fysik Malmö Högskola (2008) 7

9 APPENDIX: Matlabkod för beräkningar: flux=1.54e+010; %mängd vatten i 'kg' som avdunstar vid marknivå per sekund T= ; %Genomsnittlig temperatur vid marknivå r= ; %Jordens genomsnittliga radie i 'm' Aearth=4*pi*r*r; %Jordens genomsnittliga yta i 'm^2' Cliqtogas= ; %Ångbildningsentalbin mätt i 'J/kg' W1=flux*Cliqtogas; %Effekt 'J/s' result=w1/aearth % Effekt per kvadratmeter 'W/m^2' perc=(result/78)*100 %Beräkningar av temperaturskillnaden på jorden orsakad av latent värme. % ungefär 70 procent av jordens yta består av vatten, resten av mark Cwater= 4180; %Specifik värmekapacitet för vatten 'J/kgK' Cground=1000; %Specifik värmekapacitet för mark 'J/kgK' %Vi räknar på ett skal av jorden med tjocklek 0.1m Dground=2.1e+003; %Genomsnittlig densitet för mark 'kg/m^3' Dwater=1e+003; %Densitet för vatten 'kg/m^3' rs=(r-0.1); %Innerradien med avseende på skalet 'm' Vearth=(4*pi*r*r*r)/3; %Jordens genomsnittliga totala volym 'm^3' Vshell=Vearth - (4*pi*rs*rs*rs)/3; %Skalets genomsnittliga volym 'm^3' Mground=Vshell*0.3*Dground; %Massan vatten i skalet Mwater= Vshell*0.7*Dwater; % Massan jord i skalet dtground=(w1*0.3)/(cground*mground); %Temperaturförändring mark 'K/s' dtwater=(w1*0.7)/(cwater*mwater); %Temperaturförändring vatten 'K/s' dtearth= (dtground+dtwater)/2 %Genomsnittlig temperaturförändring orsakad av latent värme 'K/s' dtdygn=dtearth*(60*60*24) %temperaturskillnad på ett dygn (antaget att det strålar lika mycket in som ut vid molnbildningen) 8