moln och global uppvärmning

MOLN OCH GLOBAL
UPPVÄRMNING
En rapport av
Stefan Oros, Teknisk Fysik 10, LTH
[email protected]
Sebastian Nöbbelin, Teknisk Fysik 10, LTH
[email protected]
Handledare: Staffan Sjögren
Avdelningen för Kärnfysik
Lunds Universitet
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,
pr, och vattenångans mättnadsångtryck, ps:
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
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
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 20-30 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/m2.1
II.
BERÄKNINGAR
TEMPERATURFÖRÄNDRINGEN
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
. 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
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:
AV
Strålning definieras genom effekt per area,
där
(
(
)
)
Motsvarande
beräkning
vattenvolymen:
(
(
utförs
för
)
)
3
Massan beräknas sedan genom
multiplicera densiteten med volymen:
att
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.
Tabell 1.2 Redovisade beräkningsresultat.
Resultat
Latent värme
68 W/m2
Procentuell
87 %
jämförelse [IPCC]
ΔT(T/t=K/s)
2∙10-4 K/s
ΔT(T/t=K/d)
21 K/d*
*Enheten d står för dygn.
III.
BERÄKNINGSRESULTAT
OCH DISKUSSION
Tabell 1.1 Värden
beräkningarna.
Storhet
Vattenmassa i kg som
avdunstar per sekund
[
som
använts
i
Värde
1,54∙1010 kg/s [5]
skriv
källa
berner
berner
osv i tredje
kolumn kanske.
6371200 m [6]
2257000 J/kg [7]
Jordens radie i meter [r]
Vattnets
ångbildningsentalpi
i
J/kg [H]
Specifik värmekapacitet 4180 J/KgK [7]
för vatten i J/KgK
[Cp(vatten)]
Specifik värmekapacitet 1000 J/kgK [7]
för mark i J/kgK
[Cp(mark)]
Densitet för vatten i 1000 kg/m3 [7]
kg/m3 [ρvatten]
Densitet för mark* i 2100 kg/m3 [7]
kg/m3 [ρmark]
*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
Som vi ser i tabell 1.2 beräknades den
latenta värmen till 68 W/m2. IPCCs rapport
Climate Change 2007 – The physical
science basis anger den latenta värmen till
78 W/m2 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
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/m2) kommer stanna kvar på
jordytan. Samtidigt kommer strålningen
som vanligtvis reflekteras tillbaks av
molnen (77 W/m2) 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/m2 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
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
KRÄVS
FORSKNING
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
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, (http://ga.water.usgs.gov/edu/earthhowmuch.html) (2011)
[4]
ISCCP, Cloud Climatology, (http://isccp.giss.nasa.gov/role.html) (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
APPENDIX:
Matlabkod för beräkningar:
flux=1.54e+010; %mängd vatten i 'kg' som avdunstar vid marknivå per sekund
T= 273+14.7; %Genomsnittlig temperatur vid marknivå
r=6371200; %Jordens genomsnittliga radie i 'm'
Aearth=4*pi*r*r; %Jordens genomsnittliga yta i 'm^2'
Cliqtogas=2257000; %Ångbildningsentalbin mätt i 'J/kg'
W1=flux*Cliqtogas;
result=W1/Aearth
%Effekt 'J/s'
% 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