RkBlog

Hardware, programming and astronomy tutorials and reviews.

Zmiany klimatu

Co zmienia klimat Ziemi?

Według Wikipedii pogoda to ogół zjawisk atmosferycznych zachodzących w danej chwili w dolnych warstwach atmosfery (głównie troposfery). Jej stan określają składniki pogody (czyli fizyczne właściwości troposfery): Badaniem zjawisk pogodowych zajmuje się meteorologia, ich przewidywaniem dział meteorologii - synoptyka. Dane meteorologiczne zbierane są przez stacje meteorologiczne. W Polsce sieć tych stacji obsługiwana jest przez Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej. Charakterystyczny przebieg zmian pogody na danym obszarze to jego klimat.
Klimat to charakterystyczny przebieg zjawisk pogodowych na danym obszarze w okresie wieloletnim (30-50 lat). Klimat na Ziemi kształtują trzy podstawowe procesy klimatotwórcze: obieg ciepła, obieg wody i krążenie powietrza, oraz czynniki geograficzne: układ lądów i oceanów, wysokość n.p.m. Klimat jest jednym z czynników ekologicznych wpływających na występowanie i życie organizmów.

Układ kształtujący klimat Ziemi składa się z wielu mniejszych układów i systemów połączonych ze sobą zawiłymi zależnościami, przez co badanie klimat jest wysoce skomplikowane. Przez swoją złożoność układ może wytłumić lub wzmocnić zewnętrzny bodziec na niego działający. Obecnie posiadamy dość dokładną wiedzę na temat poszczególnych układów lecz nie jesteśmy w stanie powiedzieć jak zmiany w jednym wpłyną na resztę. Dlatego nie ma jasności co do efektów jakie przyniesie emisja gazów cieplarnianych. Głównymi czynnikami zmieniającymi klimat są:

Promieniowanie słoneczne i cykl węglowo-krzemianowy

Intensywność promieniowania Słonecznego zmienia się w czasie, zarówno w krótkich jak i długich cyklach powiązanych z ewolucją gwiazdy. Obecnie dociera do nas o 30% więcej energii niż w czasie powstawania Ziemi 4.6 miliarda lat temu. Dziewicza atmosfera Ziemi zawierała znaczne ilości CO2 jak i najprawdopodobniej również metan. Źródłem tych gazów była duża aktywność wulkaniczna, a obecność CO2 stabilizowała klimat poprzez tzw. cykl węglowo-krzemianowy (carbon-silicate cycle). Gdy skały wulkaniczne erodowały krzemiany były wypłukiwane ze skał i trafiały do oceanu. Krzemiany reagowały z dwutlenkiem węgla dając węglany i krzemionkę, które opadały na dno oceanu. Aktywność tektoniczna doprowadziła do zapadnięcia się skał węglanowych do wnętrza ziemi i ich rozkładu. Uwolniony dwutlenek węgla wydostała się poprzez wulkany. Wzrost stężenia CO2 powodował wzrost temperatury i ilości opadów. Większa ilość opadów przyśpieszała erozję, która to znów przyczyniała się do większego pochłaniania CO2. Natomiast znaczny spadek stężenia CO2 powodował spadek temperatury i wilgotności wraz z możliwym zlodowaceniem, co chroniło skały przed erozją i zapobiegało dalszemu pochłanianiu CO2. Najnowsze badania dotyczące Marsa wskazują iż dość szybki zanik aktywności wulkanicznej na tej planecie doprowadził do związania praktycznie całego marsjańskiego CO2 w skałach, co z kolei spowodowało oziębienie się planety.
cykl węglowo-krzemianowy
Wietrzenie węglanów:
CO2 + H2O + CaCO3 -> Ca2+ + 2HCO3-

Wietrzenie krzemianów:
2CO2 + H2O + CaSiO3 -> Ca2+ + 2HCO3- + SiO2

Wodorowęglany będą reagować z kationami wapnia tworząc nierozpuszczalne węglany:
2HCO3- + Ca2+ -> CaCO3 + CO2 + H2O
Cykl węglowo-krzemianowy reguluje poziom dwutlenku węgla w geologicznej skali czasu - w milionach lat. Badania jednak wykazały że stężenie dwutlenku węgla drastycznie spadło od czasu tworzenia się planety do czasów współczesnych. Największy spadek miał miejsce 380-350 milionów lat temu. W okresie tym nastąpiła znaczna ekspansja roślin naczyniowych na nowe tereny. Pojawienie się roślinności przyśpieszyło erozję skał, jak również związało część dwutlenku węgla w postaci masy roślinnej. Gwałtowny spadek stężenia dwutlenku węgla obniżył temperaturę i ekspansję roślin, co spowodowało zmniejszenie dalszej erozji.

Istnieją również bardziej dynamiczne układy powiązane z kontrolą obiegu węgla. Cykl "średni" obejmuje magazynowanie węgla w ropie, gazie ziemnym i węglu kopalnym. Cykl "krótki" uwzględnia cykle wegetacji roślin. Stwierdzono również wyraźną zależność między cyklami aktywności słonecznej a średnią temperaturą na lądzie dla północnej półkuli. Cykle aktywności Słońca trwają około 11 i wraz ze zmianą aktywności gwiazdy zmienia się średnie zachmurzenie, które to wywołuje dalsze zmiany. Svensmark i Friis Christensen (1997) w swojej pracy zaproponowali następujące wyjaśnienie zjawiska - w czasie maksimum aktywności słonecznej wiatr słoneczny jest silny i znacznie ogranicza dostęp promieniowania kosmicznego do Ziemi. Gdy aktywność Słońca słabnie do Ziemi dociera więcej promieniowania kosmicznego, które to zwiększa zachmurzenie. Zwiększone zachmurzenie zwiększa ilość odbitej/wypromieniowanej energii - obniża temperaturę.
kl1
Odchylenie w promieniowaniu kosmicznym (linia ciągła) i pokrywie chmur (punkty) [Svensmark i Friis Christensen]

Zmiana orbity Ziemi

Istnieją dość wyraźne zależności między cyklicznymi zmianami klimatu a zachodzącymi jednocześnie zmianami Ziemskiej orbity – mimośrodu (100 000 lat), pochylenia (41 000 lat) i precesji (19 000 - 23 000 lat) objawiającymi się w postaci epok lodowcowych i cieplejszych okresów przejściowych. Zmiana orbity Ziemi w jakiś sposób wywołuje globalne zmiany klimatu. Mechanizm tych cykli, nazywanych cyklami Milankovicha nie jest obecnie w pełni zrozumiały.
kl2
Zmiany orbity Ziemi

Kształt i położenie kontynentów

W geologicznej skali czasu kontynenty i oceny zmieniały swój kształt i położenie. Ruch kontynentów ma duży wpływ na globalny klimat. Obecność kontynentów w obszarach polarnych znacznie zwiększa prawdopodobieństwo wystąpienia zlodowacenia, natomiast zmiana położenia kontynentów zmienia prądy morskie zmieniając tym samym transport ciepła.
kl4
Transport ciepła poprzez prądy morskie

Albedo

Zlodowacenie ma duży wpływ na klimat. Lód ma wysokie albedo – skutecznie odbija promieniowanie słoneczne, co prowadzi do dalszego oziębienia klimatu. Epoki lodowcowe jednak kończyły się tak więc ochładzanie się planety musiały powstrzymać inne czynniki. Hoffman i inni (Hoffman P. F., Kaufman, A. J., Halverson, G. P. and Schrag, D. P. (1998): A Neoproterzoic snowball Earth Science, 281, 1342-1346.) w swojej publikacji wysnuli hipotezę iż to zwiększona aktywność wulkaniczna powstrzymała i zakończyła okres zlodowacenia kilkaset milionów lat temu. Duże ilości CO2 emitowane przez wulkany a także pył wulkaniczny „brudzący" lód (zmniejszenie albedo) doprowadziły do ogrzania się planety i stopienia lodowców.
Zachmurzenie również wpływa na albedo Ziemi. Ilość i rozmieszczenie chmur zależy od temperatury, wilgotności i obecności aerozoli w atmosferze, a także od topografii terenu – np. obecności pasm górskich. Powstanie Gór Skalistych 100 milionów lat temu, Alp 10-60 milionów lat temu czy Himalajów 10 milionów lat temu wpłynęło na rozmieszczenie i ilość zachmurzenia w skali planety.

Skład atmosfery

Skład gazów atmosferycznych jest kluczowym czynnikiem określającym klimat. Różne związki chemiczne obecne w atmosferze w różnym stopniu pochłaniają i emitują promieniowanie. Gazy atmosferyczne pochłaniają promieniowanie o długich falach i re-emitują je później w postaci promieniowania o niższych falach (promieniowanie podczerwone). Magazynowanie energii w atmosferze prowadzi do efektu cieplarnianego, który w swojej naturze nie jest zjawiskiem negatywnym. Dzięki niemu średnia temperatura jest o 33 °C wyższa od tej jaka panowałaby bez działania gazów cieplarnianych. Natężenie efektu cieplarnianego zależy od obecności pary wodnej, chmur i dwutlenku węgla w atmosferze. Pierwsze dwa składniki można przypisać „naturalnemu" efektowi cieplarnianemu. Gazy takie jak metan, tlenek azotu N2O i ozon również wnoszą swój wkład do tego zjawiska. Dodatkowo ozon absorbuje promieniowanie słoneczne (krótkie fale). Natomiast dwutlenek węgla jest głównym składnikiem antropogenicznego efektu cieplarnianego, do którego wkład wnosi również metan, tlenek azotu i chlorowcopochodne węglowodorów pochodzenia antropogenicznego.

Charakterystyka najważniejszych antropogenicznych gazów cieplarnianych

CO2 CH4 CFC-11 N2O
Jednostka stężenia ppmv ppmv pptv ppbv
Stężenie pre-industrialne ~280 ~0.7 0 ~275
Stężenie w 1994 358 1,72 268 312
PEC (GWP) 1 24 500-2000 360
PEC – Potencjał Efektu Cieplarnianego (GWP – Global Warming Potential) porównawcza skala zdolności do zwiększania efektu cieplarnianego. CO2 przypisano wartość 1, im wyższa wartość tym większa zdolność generowania efektu cieplarnianego.
kl3
Wpływ różnych związków/źródeł na efekt cieplarniany [Źródło: Skodvin and Fuglestvedt (1997) A comprehensive approach to climate change: Political and scientific considerations, AMBIO, vol. 26, no. 6.]

kl5
Temperatura oraz stężenie CO2 i metanu w atmosferze nad Antarktyką w ostatnich wiekach.
Na podstawie Climate change Scientific background and process (PDF, Knut H. Alfsen, Jan Fuglestvedt, Hans Martin Seip, Tora Skodvin)
RkBlog

14 July 2008;

Comment article