Spis treści. Fizyka wczoraj, dziś, jutro. Astronomia dla każdego. Olimpiady, konkursy, zadania. Z naszych lekcji

Transkrypt

1 Spis treści Fizyka wczoraj, dziś, jutro Ekonofizyka w świecie baniek, 4 krachów i emocji Ryszard Kutner Co w fizyce piszczy? 9 Zbigniew Wiśniewski Fizyka z puszką coca-coli 30 Juliusz Domański Astronomia dla każdego Księżyce dalszych planet 12Układu Słonecznego Marek Pęczkowski Niebo dla początkujących 19 Michał Niedźwiecki, Katarzyna Niedźwiecka Dlaczego warto uczyć się fizyki 35 w szkole, czyli ile kosztuje darmowa energia, cz. I Tadeusz Wibig Spotkania uczniów z fizyką 41 na elementarnym poziomie nauczania Stefania Elbanowska-Ciemuchowska Uwagi do informatora CKE 43 dotyczącego matury z fizyki obowiązującej od roku szkolnego 2014/2015 Jadwiga Salach, Barbara Sagnowska Elektrownia jądrowa i Alpy 46 Anna Kaczorowska Z naszych lekcji Efekt cieplarniany czy 25 chłodzenie aerozolowe? Krzysztof Markowicz Olimpiady, konkursy, zadania Turniej zadaniowy Zostań 48 Mistrzem. Seria 107 Bogusław Urwanowicz

2 Efekt cieplarniany czy chłodzenie aerozolowe? Krzysztof Markowicz Efekt cieplarniany Zjawisko efektu cieplarnianego jest związane z tzw. zwrotnym promieniowaniem długofalowym, które dociera do powierzchni Ziemi. Jest ono wynikiem wcześniejszej absorpcji promieniowania poprzez gazy cieplarniane zawarte w atmosferze. Efekt ten jest w głównej mierze efektem naturalnym, który istnieje na Ziemi od momentu pojawienia się w atmosferze pary wodnej, CO 2 i pozostałych gazów cieplarnianych. Bez efektu cieplarnianego nie rozwinęłoby się prawdopodobnie życie na Ziemi w takiej formie, w jakiej je dziś znamy, gdyż temperatura byłaby dużo niższa niż obecnie. Jak bardzo zimno byłoby bez efektu cieplarnianego, trudno precyzyjnie stwierdzić, ale różne szacunki mówią o ok. 30. Najważniejszym gazem cieplarnianym jest para wodna, która odpowiada za ok. 70% efektu cieplarnianego. Dwutlenek węgla przyczynia się do ok. 20%, ale wielkości te różnią się w zależności od tego, jak zdefiniujemy ten efekt [1]. Gazy cieplarniane mają bardzo zróżnicowaną efektywność, co związane jest z ich zawartością w atmosferze i strukturą widmową pochłaniania promieniowania. Najbardziej efektywne są fluoropochodne, a w dalszej kolejności metan i podtlenek azotu, najmniej zaś dwutlenek węgla i para wodna (rys. 1) W przypadku pary wodnej najważniejszą rolę odgrywają pasma równe ok. 6,3 mm oraz powyżej 20 mm. Największa absorpcja dwutlenku węgla przypada na ok. 15 mm. W zakresie tym pasma absorpcyjne CO 2 i H 2 O częściowo się pokrywają, co powoduje, że koncentracja CO 2 wpływa na wymuszanie radiacyjne pary wodnej, a koncentracja pary wodnej na wymuszanie radiacyjne CO 2. W obszarach spektralnych, gdzie pasma absorpcyjne osiągają swoje maksima, oba gazy wykazują logarytmiczną zależność od koncentracji. Tym samym zwiększenie zawartości tych gazów nie powoduje dużego wzrostu absorpcji promieniowania. W przypadku fluoropochodnych czy metanu zawartość tych gazów jest tak mała, że niewielka zmiana prowadzi do dużych różnic w wymuszaniu radiacyjnym. Rys. 1. Zależność wymuszania radiacyjnego od koncentracji gazów cieplarnianych Wyznaczenie wymuszania radiacyjnego jest zadaniem stosunkowo prostym. Do tego celu służą modele transferu promieniowania w atmosferze, które pozwalają rozwiązać równania określające oddziaływanie promieniowania z materią przy wykorzystaniu bazy danych opisującej własności optyczne wszystkich gazów atmosferycznych. Przybliżoną wartość wymuszania radiacyjnego dla dwutlenku węgla można wyznaczyć ze wzoru: Fizyka w Szkole 5/

3 C F = 5,35ln [W/m 2 ], (1) C 0 dla freonu (CNC-11) zaś ze wzoru: F = 0,25(C C 0 ) [W/m 2 ], (2) gdzie C 0 i C są koncentracjami gazów w ppm dla CO 2 oraz ppb dla freonu w stanie podstawowym i zaburzonym. Wymuszanie radiacyjne CO 2 liczone względem koncentracji z roku 1750 (przed rewolucją przemysłową), wynoszącej 280 ppmv, a obecną wartością 395 ppmv, wynosi 185 W/m 2. Uwzględniając wymuszanie radiacyjne pochodzące od pozostałych gazów cieplarnianych, otrzymujemy wartość ok. 3 W/m 2. Zakładając, że zmiany temperatury są liniową funkcją wymuszania radiacyjnego: T = α F, (3) gdzie parametr wrażliwości na zmiany klimatyczne α równy jest 0,7 W/m 2, otrzymujemy zmianę temperatury związaną z rosnącym efektem cieplarnianym na poziomie ok. 2,1 K. Tymczasem obserwowany wzrost temperatury w tym okresie wynosi ok. 0,8 K. Wyznaczona w ten sposób wartość zmiany średniej globalnej temperatury odnosi się do warunków równowagi, która nie została osiągnięta. Bezwładność oceanu odpowiada za pochłonięcie ok. 0,6 W/m 2, co odpowiada ogrzewaniu wody o ok. 0,4 0,5 K. Oszacowano, że ogrzewanie na poziomie ok. 0,2 K wynika ze zmian naturalnych, jednak nadal pozostaje 1,1 K (2,1 + 0,2 0,45 0,8). Głównym czynnikiem odpowiedzialnym za mniejsze ogrzewanie klimatu jest aerozol atmosferyczny. Rola aerozoli Aerozole to bardzo małe zanieczyszczenia stałe lub ciekłe emitowane do atmosfery wskutek procesów naturalnych, ale również przez działalność człowieka. Główne naturalne źródła aerozoli to pustynie, wulkany, pożary lasów oraz powierzchnie mórz i oceanów. Emisje antropogeniczne to przede wszystkim procesy spalania. Poza emisjami aerozoli ważną klasę stanowią emisje ich prekursorów, czyli gazów takich jak SO 2 czy NO 2 (zasadniczo NO x ). Gazy te podlegają reakcjom chemicznym w atmosferze, tworząc odpowiednio kropelki kwasu siarkowego i azotowego. Skutki tego typu reakcji były widoczne w Polsce lat temu, gdy w rejonach Karkonoszy doszło do poważnych zmian w drzewostanie, wywołanych kwaśnymi deszczami. Aerozole oddziałują na klimat w sposób bezpośredni i pośredni (rys. 2). Pierwszy efekt polega na oddziaływaniu aerozolu na transfer promieniowania (głównie słonecznego) w atmosferze, drugi zaś na oddziaływaniu na własności mikrofizyczne chmur. Oba efekty prowadzą w skali globu do ujemnego wymuszania radiacyjnego na poziomie ok. 1,2 W/m 2. Wartość ta obarczona jest dużym błędem będącym odzwierciedleniem stosunkowo małej wiedzy na temat wpływu aerozolu na klimat. Spowodowane jest to w głównej mierze niejednorodnością rozkładu i zmiennością własności fizycznych aerozoli wywołaną zróżnicowaniem czasoprzestrzennym źródeł emisji oraz procesów transportu i depozycji aerozolu. Dodatkowa niepewność oszacowania oddziaływania aerozoli na system klimatyczny wynika z niedostatecznej ilości i jakości pomiarów. 26 Fizyka w Szkole 5/2013

4 Rys. 2. Różne mechanizmy oddziaływania aerozolu na klimat Wpływ bezpośredni aerozolu na klimat jest związany z procesami rozpraszania i absorpcji promieniowania na cząstkach zanieczyszczeń. Obecność tych cząstek w atmosferze prowadzi do redukcji promieniowania słonecznego dochodzącego do powierzchni Ziemi. Wpływ aerozoli na bilans energii na górnej granicy atmosfery nie jest już tak oczywisty. Załóżmy na moment, że obserwujemy z Kosmosu fragmenty powierzchni Ziemi, która ma zerowe albedo (niezłym przybliżeniem jest ocean, którego albedo wynosi ok. 2%). Rozważmy przypadek atmosfery pozbawionej aerozoli oraz atmosfery zawierającej aerozole. W pierwszym przypadku promieniowanie słoneczne wychodzące w Kosmos ma niewielką wartość, bo jedynie niewielka część promieniowania słonecznego jest rozproszona wstecznie na molekułach powietrza. W drugim przypadku warstwa aerozolu zwiększa promieniowanie rozproszone wstecznie. Tym samym system klimatyczny odbija w Kosmos więcej energii. Mówimy wówczas o wzroście albeda planetarnego i o ujemnym wymuszaniu radiacyjnym. Rozważmy drugi skrajny przypadek powierzchni Ziemi pokrytej śniegiem. Załóżmy, że albedo śniegu wynosi 100%. W tym przypadku pojawiający się aerozol powoduje spadek promieniowania rozproszonego w przestrzeń kosmiczną. Wynika to z faktu, że większość fotonów pokonuje warstwę aerozolu dwukrotnie (w drodze do powierzchni Ziemi i po odbiciu się od niej). Tym samym nawet niewielka zawartość aerozoli absorbujących prowadzi do pochłaniania promieniowania i w konsekwencji do redukcji promieniowania rozpraszanego wstecznie. W tym przypadku albedo planetarne maleje, a wymuszanie radiacyjne związane z obecnością aerozolu jest dodatnie. Pomimo że przedstawiony model jest bardzo prosty, to jednak uzyskane wyniki są zgodne z bardziej realistycznymi obliczeniami oraz z wynikami obserwacji satelitarnych. To, z jakim efektem mamy do czynienia oraz jaka jest bezwzględna wartość wymuszania radiacyjnego, zależy nie tylko od tego, jakie jest albedo powierzchni Ziemi, ale również od własności optycznych aerozoli. W szczególności od relacji pomiędzy współczynnikiem absorpcji i rozpraszania aerozoli. Średnio możemy przyjąć, że na 100 fotonów oddziałujących z aerozolami ok. 95 jest rozpraszanych, a tylko 5 absorbowanych. Niewielka zmiana tej proporcji zmienia znak wymuszania radiacyjnego, a tym samym wpływ na klimat. W oddziaływaniu pośrednim aerozolu na klimat wyróżniamy dwa efekty (rys. 2). Pierwszy, zwany także efektem Twomeya, związany jest z oddziaływaniem aerozoli będących jądrami kondensacji na widmo kropel chmurowych. Jądra kondensacji stanowią zarodzie powstającej kropelki wody. Rozważmy dwie chmury tworzące się w identycznych warunkach termodynamicznych, ale różniące się zawartością aerozoli. Pierwsza chmura rozwija się w powietrzu czystym, a druga w powietrzu silnie zanieczyszczonym. Chmury te różnią się ilością kropelek wody w ten sposób, że wyższa koncentracja wystąpi w chmurze zanieczyszczonej. Konsekwencją tego stanu rzeczy będzie różnica pomiędzy wielkościami kropelek. Kropelki w chmurze czystej będą większe niż w chmurze zanieczyszczonej, gdyż skondensowana woda w obu przypadkach jest identyczna. Na podstawie własności optycznych kropelek wody wiemy, że chmury składające się z większej ilości mniejszych kropel mają wyższe albedo niż chmury czyste (rys. 3). Chmury o wyższym albedzie mają ujemne wymuszanie radiacyjne, a więc ochładzają klimat. Drugi efekt pośredni związany jest z czasem życia chmur. W chmurach wodnych głównym mechanizmem odpowiedzialnym za powstanie kropel jest ich koagulacja, czyli łączenie wyniku zderzeń. W przypadku kropel małych efektywność łączących się drobin wody w więk- Fizyka w Szkole 5/

5 sze krople jest niska ze względu na duże napięcie powierzchniowe (kropelki odbijają się od siebie). Skutkuje to ich dłuższym życiem i tym samym dłuższym oddziaływaniem na system klimatyczny. Ponadto wyróżnia się jeszcze tzw. półbezpośredni efekt (semi-direct effect), który związany jest z wpływem silnie absorbujących aerozoli (głównie sadzy) na chmury. Absorpcja promieniowania słonecznego przez te cząstki prowadzi do parowania i zaniku chmury. Przedstawione mechanizmy oddziaływania pośredniego na klimat nie są jedynie teoretyczną hipotezą, lecz procesami fizycznymi obserwowanymi w przyrodzie. Klasycznym przykładem są ślady statków na zdjęciach satelitarnych. Przepływające statki emitują do atmosfery aerozole higroskopijne, które dostają się do niskich chmur i modyfikują ich własności optyczne (rys. 4). Widzimy, że chmury zmodyfikowane przez emisje antropogeniczne są jaśniejsze, a więc odbiją więcej promieniowania słonecznego w Kosmos. Nie mamy dziś wątpliwości co do wpływu aerozolu na klimat. Jedynym problemem jest precyzyjne oszacowanie wszystkich efektów aerozolowych. Rys. 3. Wpływ chmur zawierających duże i małe ilości jąder kondensacji na albedo chmury Źródło: Odkryte kilka lat temu zjawiska globalnego zaciemnienia (global dimming) oraz pojaśnienia (global brightening) przyczyniły się do zmian w trendach średniej temperatury na Ziemi. Oba zjawiska związane są ze zmianą zawartości aerozoli w atmosferze. Globalne zaciemnienie przypada na lata , kiedy to emisja aerozoli była największa w historii ludzkości. Zawarte w atmosferze aerozole zredukowały promieniowanie słoneczne dochodzące do powierzchni Ziemi o kilka procent. Po roku 1980 głównie w krajach europejskich i USA wprowadzono nowe technologie i zaczęto ograniczać emisję pyłów. Dzięki temu jakość powietrza zaczęła się poprawiać. Wraz z redukcją emisji aerozoli rośnie antropogeniczne wymuszanie radiacyjne, co skutkuje coraz szybszym wzrostem temperatury na Ziemi. Nie dotyczy to jednak wszystkich regionów świata. Najbardziej zanieczyszczonym rejonem są obecnie południowo-wschodnie tereny Azji (Chiny i Indie), gdzie żyje ponad 2,5 mld ludzi. W tych obsza- Podsumowanie i perspektywy Aktualny stan wiedzy na temat zmian klimatu na Ziemi i procesów fizycznych odpowiedzialnych za te zmiany jest dość spójny. Modele klimatu wskazują, że obecnych zmian temperatury powietrza nie da się wytłumaczyć, biorąc pod uwagę jedynie czynniki naturalne. Dopiero uwzględnienie czynników antropogenicznych, głównie gazów cieplarnianych i aerozoli, zbliża wyniki modeli klimatu do zaobserwowanych zmian temperatury. Występujące w ostatnich ok latach przyspieszenie w ocieplaniu się klimatu jest spowodowane z jednej strony coraz większą emisją gazów cieplarnianych do atmosfery, a z drugiej redukcją emisji aerozoli. Rys. 4. Ślady statków nad wschodnim Pacyfikiem uzyskane z detektora AVHRR umieszczonego na satelicie NOAA 28 Fizyka w Szkole 5/2013

6 rach aerozole znacząco ograniczają ogrzewanie systemu klimatycznego przez gazy cieplarniane. Mimo że modele klimatu potrafią odtworzyć jego zmiany, jakie miały miejsce na Ziemi w przeszłości, to jednak prognozowanie zmian jest dużo trudniejsze. Nie sposób dziś przewidzieć, jaki będzie poziom emisji zanieczyszczeń za 10 czy 20 lat, a co dopiero za 100 lat. Ponadto nie wiemy, kiedy nastąpią wybuchy wulkanów i jak intensywne będą oraz kiedy nasza gwiazda obniży swoje maksimum do poziomu porównywalnego z minimum Maundera. Wszystko to sprawia, że modeluje się zmiany klimatu według określonych scenariuszy. Rozważa się różne scenariusze rozwoju cywilizacji i na ich podstawie szacuje się emisję zanieczyszczeń. Według takich przewidywań na Ziemi za 100 lat będzie cieplej o ok. 2 4 K przy założeniu, że nie będzie wybuchu dużych wulkanów, a aktywność słoneczna utrzyma się na obecnym poziomie. dr hab. Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki, Uniwersytet Warszawski LITERATURA [1] Lacis A.A., Schmidt G.A., Rind D., Ruedy R.A., Atmospheric CO 2 : Principal control knob governing Earth s temperature, Science 2010, 330, s Fizyka w Szkole 5/