LØSNINGSFORSLAG, KAPITTEL 3

LØSNINGSFORSLAG, KAPITTEL 3 REVIEW QUESTIONS: 1 Hvordan påvirker absorpsjon og spredning i atmosfæren hvor mye sollys som når ned til bakken? Når solstråling treffer et molekyl eller en partikkel skjer enten én av to ting: strålingen absorberes, eller den spres. Begge er prosesser som reduserer mengden solstråling som når bakken. Absorpsjon: Alle atmosfæriske gasser, partikler og dråper absorberer solstråling, men i svært ulik grad, og ulike gasser er typisk flinke til å absorbere stråling av ulike bølgelengder. I prosessen blir den absorberende massen varmet opp (energien overføres), og noe av solenergien som kunne nådd jordoverflaten og varmet opp bakken blir brukt opp. Husk for eksempel ozon i stratosfæren, som absorberer solstråling i UV-bølgelengder og dermed varmer opp stratosfæren Spredning: Spredning skjer når solstråling ikke absorberes men reflekteres av gasser/partikler/dråper. Refleksjon er strengt tatt en type spredning, hvor den innkommende strålen sendes tilbake med samme vinkel, mens ved spredning kan sendes både tilbake, videre fremover eller til sidene. Hvor mye av strålingen som spres, og hvilken retning den spres i avhenger av sprederens størrelse og strålingens bølgelengde. Vi skiller typisk mellom tre typer spredning: 1. Rayleigh-spredning 2. Mie-spredning 3. Ikke-selektiv spredning På grunn av spredning og absorpsjon er det bare halvparten av solstrålingen som når bakken.. 2 Hvilke to gasser er mest effektive til å absorbere langbølget stråling? Husk at: Langbølget stråling = strålingen fra jorda = varmestråling = infrarød/nær-infrarød stråling (λ max =10µm) Kortbølget stråling = strålingen fra sola, (λ max =0.6µm) Vanndamp (H 2 O) og karbondioksid (CO 2 ) er de viktigste absorbererne av langbølget stråling. Andre gasser kan også være svært effektive til å absorbere langbølget stråling (for eksempel er metan (CH 4 ) mer effektiv enn selv CO 2 ), men regnes ikke som de viktigste fordi de finnes i så små mengder. 4 Hva betyr albedo? Albedo (α) = hvor stor andel av det synlige lyset et objekt reflekterer. Svart objekt α = 0 objektet absorberer all stråling (..og reflekterer ingenting) Hvitt objekt α = 1 objektet absorberer ingenting (..men reflekterer alt!) Har jorden i gjennomsnitt lav albedo vil den absorbere mer av solstrålene og dermed oppvarmes mer. Derfor snakkes det så mye om hvorvidt det er is eller ikke på pol-havene, fordi havis har veldig høy

albedo, og erstattes havisen av store områder med hav (mørkt, så lav albedo), vil mye mer solstråling absorberes, havene varmes opp, mer is smelter, havene varmes enda mer osv.. 5 Hvorfor gjør Rayleigh-spredning himmelen blå? Rayleigh-spredning : Når sprederen er 1/10 av bølgelengden : Sprer i alle retninger : Sprer kortere bølgelengder bedre enn lange Det er først og fremst gasser som gir Rayleigh-spredning Husk at synlig lys er definert som elektromagnetisk stråling med bølgelengder mellom 0,4 og 0,7 µm, hvor hver farge har sin egen bølgelengde. Blått lys λ = 0,43 µm Grønt lys λ = 0,53 µm Gult lys λ = 0,58 µm Rødt lys λ = 0,70 µm Rayleigh-spredning er spesielt effektiv for synlig lys, og påvirker korte bølgelengder mer enn lange det vil si at lange bølgelengder (her: gult og rødt) er bedre til å nå rett frem uten å spres, mens korte bølgelengder (her: blått) i større grad spres i alle retninger underveis. Spredning av bølgelengder på rundt 0,4 µm er over 9 ganger så effektiv som spredning av bølgelengder rundt 0,7 µm. Når vi ser rett på solen ser vi altså de bølgelengdene som var best til å komme rett frem, altså de lange (solen er jo gul!). Når vi ser vekk fra solen ser vi imidlertid de bølgelengdene som ble spredt best, nemlig de blå altså ser himmelen blå ut. (Egentlig er det fiolett som har kortest bølgelengde, men øyet har lettere for å se blått en fiolett, så derfor er himmelen ikke fiolett!) Dette medfører også at når solstrålene må reise veldig langt gjennom en atmosfære som er effektiv på Rayleigh-spredning, så vil de korteste bølgelengdene brukes opp først. Så når solen står lavt på himmelen og strålingen må reise gjennom mye luft før den treffer øynene våre, er det bare den røde delen av lyset som når fram, og vi får dermed de flotte røde solnedgangene.. 6 Hvilke egenskaper ved Mie-spredning skiller den fra Rayleigh-spredning? Mie-spredning : Når sprederen er ganske lik bølgelengden : Sprer først og fremst fremover : Sprer alle bølgelengder omtrent like bra Sprederen må nå altså være > 1/10 av bølgelengden, og typisk er bølgelengden og sprederen av ganske lik størrelse. Det er derfor først og fremst aerosoller (typisk 0.1-1 µm radius) som gir Miespredning (husk at synlig lys: 0,4-0,7 µm). Delen av den innkommende strålingen som spres forover øker med aerosollens størrelse.

Den tredje typen spredning er ikke-selektiv spredning, som kommer fra partikler med radus > 10 µm, som f.eks. vanndråper og ispartikler i skyene. Denne type spredning er ikke bølgelengdeavhengig i hele tatt, og derav betegnelsen. Konsekvensen er at skyer sprer alle farger like bra, og derfor ser hvite ut. 9 Hvilken type spredning skaper hoveddelen av jordens albedo? Jordens albedo sier oss noe om hvor stor andel av det synlige lyset fra solen som reflekteres tilbake til verdensrommet. Husk nå at Mie-spredning kun sprer forover den kan altså ikke gi noen refleksjon tilbake i samme retning som lyset kom fra! En figur i boka viser hvor mange prosent av innkommende solstråling som absorberes og spres av atmosfæren og bakken, og sier at: 19 % reflekteres av skyer (= ikke-selektiv spredning) 6 % spres av atmosfæren (= Rayleigh-spredning, siden Mie-spredning ikke går bakover) 5 % reflekteres av bakken 11 Hva er det atmosfæriske vindu? Vi har nevnt tidligere at atmosfæren (altså luft) i motsetning til selve jorden ikke er noe sort legeme, den absorberer altså ikke all stråling som treffer den. La oss tegne opp et bilde av den langbølgede strålingen som jorden emitterer (brun kurve), og se på hvor mye av dette som atmosfæren fanger opp (blått skravert område). Husk fra Wiens lov at området hvor jorda emitterer det meste av sin energi ligger rundt 10 µm. Ulike gasser sørger for absorpsjon i ulike deler av spekteret, for eksempel så er vanndamp god på å

absorbere stråling omkring 6 µm, ozon er god på å absorbere stråling rundt 9,6 µm, og karbondioksid er flink til å absorbere rundt 15 µm. Men mellom 8 og 12 µm er ikke atmosfæren spesielt effektiv på å absorbere den langbølgede strålingen, og derfor forsvinner mye av jordens emitterte varmestråling i dette intervallet rett ut i verdensrommet, som gjennom et atmosfærisk vindu.. MEN: Skyer er gode til å absorbere i dette intervallet! Derfor er det stor forskjell på nattetemperaturen en kald natt med og uten skyer.. 16 Beskriv følbar og latent varme Følbar varme: Merkes fysisk når et objekt absorberer langbølget stråling. Jordens overflate blir varm på denne måten, og varmen overføres til atmosfæren først ved hjelp av konduksjon og deretter ved konveksjon. Hvor mye (og fort) objektet oppvarmes avhenger av dets masse og dets spesifikke varme. Spesifikk varme er definert som den mengden energi som må til for å varme opp 1 kg av et stoff med én grad, og er det samme som varmekapasitet. Spesifikk varme for vann: 4,1 J/gK Spesifikk varme for is: 2.1 J/gK Spesifikk varme for luft: 1.0 J/gK Spefiskk varme for gull: 0.1 J/gK I tillegg til spesifikk varme har ulike stoffer også ulik varmelednings-evne. Hvis vi sier at vann har varmeledningsevne på 1, er den relative varmeledningsevnen til for eksempel luft på 0.01, så skal man tine kjøttdeig lønner det seg å legge det i vann i stedet for å la det ligge i luften. Denne egenskapen er med på å bestemme hvor fort konduksjon går (husk eksempelet med sølvskjeen over stearinlyset sølv har veldig veldig god varmeledningsevne, så her går det fort i luft går det mye saktere). Latent varme: Varme må til for å smelte is og for å fordampe vann. Når vanndamp kondenserer og blir til vanndråper frigjøres imidlertid energi. Latent varmebruk og varmefrigjøring er dermed en viktig del av den hydrologiske syklus og jordens energibalanse. Gjennom fordampning av vann på jordoverflaten overføres latent varme fra jorden til atmosfæren, hvor den så kan brukes til å danne regn. Fordampning og smelting: bruker varme, så fører til avkjøling (dette vet kroppen din om, og der er derfor vi svetter for å kjøle ned kroppen ved å bruke latent varme på å fordampe svetten) Kondensering og frysing: frigjør varme så fører til oppvarming Vann vanndamp vann is

I tegningen over kan man se for seg at det fordamper fuktighet fra en innsjø, og at én eller annen mekanisme (for eksempel konveksjon) får luften til å stige og avkjøles nok til at den kondenserer og det dannes en sky. Fordampningen tar energi eller varme fra bakken, og den fuktige luften bærer nå på en latent varme (en mulighet for oppvarming). Når vanndampen så kondenserer, så frigjøres denne varmen, og vi har fått tilført noe varme her oppe, som ikke ville kommet dit om lufta hadde vært tørr. 17 Hvordan varierer netto inngående og utgående stråling med breddegrad? La oss anta at jorden gir fra seg ca like mye varme (langbølget stråling) på alle breddegrader. Vi vet imidlertid at jorden mottar mye mer solstråling (kortbølget stråling) på ekvator enn ved polene. Nord/sør for 38 ºN/38 ºS gir jorden fra seg mer stråling enn den mottar, mens rundt ekvator mottar den mer enn den gir fra seg. På pol-sidene av 38 º har atmosfære-/jord-systemet dermed et netto energitap, mens på ekvatorsiden av disse grensene er netto positivt. Dette gir en ubalanse i mengden energi de ulike breddegrader mottar, og hva skjer da for å utjevne denne ubalansen? Vind og havstrømmer transporterer energi fra varme ekvator-områder mot polene PROBLEMS AND EXERCISES: 3 Latent varme for vann er gitt ved 2.500.000 J/kg. Spesifikk varme for vann er gitt ved 4190 J/kgºC. Si nå at vi har 1 kg vann ved temperatur 20 ºC. a) Hvor mye energi må til for å bringe dette kiloet med vann til kokepunktet? Kokepunktet for vann er 100 ºC, så vi trenger å heve temperaturen i vannet med 80 ºC. Her er det ingen faseoverganger involvert (vannet er flytende hele tiden), så vi trenger ikke bry oss om latent varme. Vannets spesifikke varme sier oss hvor mye energi som må til for å heve ett kilo av vannet med én grad, og vi kan da ganske enkelt gange denne med 80 ºC: Total energi som må til for å heve 20 ºC: 80 ºC x 4190 J/kg ºC x 1 kg = 335.200 J b) Hvor mye energi må til for å fordampe hele kiloet med vann? Husk at når vann skal fordampe så brukes det energi. Tallet for latent varme for vann sier oss at overgangen fra vann til damp bruker 2.500.000 J per kilo vann, så for å fordampe 1 kilo med vann trengs nettopp 2.500.000 J! Til sammenlikning: Latent varme for is er gitt ved 350.000 J/kg, så overgang fra is til vann krever altså ca 7 ganger mindre energi enn overgangen fra vann til damp!