Zmiany klimatu charakterystyka oraz przyczyny

Zmiany klimatu charakterystyka oraz przyczyny

Rekonstrukcja temperatury w okresie milenium (wersja 1 - hockey stick )

Rekonstrukcja przebiegu temperatury wersja 2 Można zaobserwować Ciepłe Średniowiecze; Małą Epokę Lodową; Współczesne Ocieplenie

Rekonstrukcja przebiegu temperatury wersja 3: ciepłe średniowiecze cieplejsze od współczesnego ocieplenia Dylemat: Czy współczesne ocieplenie jest procesem bez precedensu w historii klimatu?

Zmiany klimatu wpływ aktywności Słońca CYKL GLEISSBERGA (90-LETNI) Minimum Sporera (1420-1570) 1670 Minmum Maundera (1645-1715) 1810 1895 (Moduluje amplitudę 11-letniego cyklu) Minimum Daltona (1790-1820)

Podwyższona aktywność Słońca wpływa na osłabienie promieniowania kosmicznego docierającego do Ziemi (GCR Galactic Cosmic Rays). Intensywność GCR rejestrowanego na powierzchni Ziemi jest więc miarą odwrotnie proporcjonalną do liczby plam na Słońcu. Aktywność słoneczna a promieniowanie kosmiczne GCR - protony, antyprotony, pozytony, elektrony, neutrony, cząstki alfa, powstaje podczas formowania gwiazd oraz wybuchów supernowej. Poruszają się znacznie szybciej niż wiatr słoneczny (prawie z prędkością światła).

Okresy zwiększonej koncentracji C14 są wynikiem zmniejszenia liczby plam na Słońcu, co skutkuje osłabieniem wiatru słonecznego, który chroni Ziemię przed GCR. Izotop węgla 14C jako pośredni wskaźnik aktywności Słońca (Węgiel 14C tworzy się w górnych warstwach atmosfery, gdzie atomy azotu są bombardowane neutronami o wysokiej energii z promieniowania kosmicznego) im mniej C14 tym wyższa aktywność Słońca

Zmiany aktywności Słońca są dodatnio skorelowane z temperaturą powietrza na kuli ziemskiej Ekstrema cyklu Gleisberga wystepują synchronicznie z okresami chłodnymi na Półkuli Północnej (4) Ciepłe Średniowiecze Minimum Sporera Minimum Maundera

Korelacja (podobieństwo) pomiędzy aktywnością Słońca a temperaturą jest również widoczna w seriach danych obejmujących ostatnie 100-lecie zaznaczona jest wyraźna dwu-etapowość ocieplenia w seriach aktywności Słońca (czerwony kolor) jak również w serii temperatury (niebieski kolor). Zmiany CO2 nie wykazują takiej dwu-etapowości!

Zmiany klimatu wpływ Golfsztromu Ciepły prąd oceaniczny Golfsztrom podnosi temperaturę północnego Atlantyku o ok. 5oC i łagodzi zimy w Europie. Geologiczne zapiski zmian klimatu sugerują, że pojawiały się w historii okresy słabej aktywności Glofsztromu lub jego całkowitego zaniku. W przypadku zaniku Golfsztromu średnie temperatury w Europie mogłyby obniżyć się nawet o 10oC. Jaka może być przyczyna osłabnięcia Prądu Zatokowego? (choć obecnie nie ma wiarygodnych informacji o tym, że takie zjawisko ma miejsce) Przyczyna: spadek zasolenia wody morskiej związany z dopływem rzecznym, opadami oraz topnieniem lodów Arktyki. Wysłodzenie w rejonie północnego Atlantyku mogłoby spowodować zatrzymanie osiadania wód, utrzymywanie się ich na powierzchni, zablokowanie drogi wodom podzwrotnikowym, nie dopuszczając do Europy transportowanego przez nie ciepła.

Co się zdarzyło ok. 13 tys. lat temu? Ochłodzenie w młodszym dryasie

Ochłodzenie w młodszym dryasie - przyczyny Pod koniec epoki zwanej młodszym dryasem średnie temperatury w Europie spadły raptownie o 5-10oC. Wallace Broecker zaproponował następujące wyjaśnienie: przyczyną nagłego odwrotu ciepła było wlanie się do północnego Atlantyku olbrzymich ilości słodkiej wody z jeziora, które istniało w Ameryce Północnej w pobliżu dogorywającego tam lądolodu. Słodka woda zatrzymała krążenie wody w oceanie i nie dopuściła Golfsztromu do Europy. Zawracał on na południe już na wysokości Półwyspu Iberyjskiego.

Zmiany klimatu wpływ aerozoli Rodzaje aerozoli Aerozol węglisty (carbonaceous): węgiel organiczny (OC), amorficzny, otrzymywany przez suche zwęglanie surowca roślinnego. Węgiel nieorganiczny, krystaliczny (sadza, BC). Oba rodzaje węgla powstają w procesach niepełnego spalania przemysłowego (np. w silnikach diesla) oraz biomasy. OC słabo pochłania ale silnie rozprasza promieniowanie, a BC silnie pochłania promieniowanie słoneczne. Aerozole węgliste pozostają kilka tygodni w atmosferze. Albedo OC jest wyższe od BC. Koncentracja w atmosferze: 1.8 x 1012 g Bezpośrednie wymuszenie radiacyjne: BC - dodatnie, OC - ujemne

Zmiany klimatu wpływ aerozoli Aerozol siarczanowy (sulphate): (NH 4) 2SO4, Na2SO4, CaSO4 źródło: utlenianie H2S i (CH3)2S, rozkład substancji organicznych w płytkich strefach przybrzeżnych i bagnach, rozbryzgi fal morskich, spalanie paliw kopalnych (pożary szybów naftowych w Kuwejcie), wulkany (wybuch Pinatubo (1991) 30 Mt H2SO4). Na higroskopijność aerozolu wpływa amoniak, który wydziela się podczas rozkładu materii organicznej. Aerozole siarczanowe bardzo dobrze rozpraszają promieniowanie. Cząstki aerozolu po kilku dniach są usuwane z atmosfery razem z opadem. Koncentracja w atmosferze: 3.1 x 1012 g Bezpośrednie wymuszenie radiacyjne: ujemne (porównywalne z potencjałem cieplarnianym CO 2 i CH4) Pył wulkaniczny, wskutek dużej zawartości aerozolu siarczanowego może doprowadzić do ochłodzenia o 0.3 oc utrzymującego się przez kilka lat.

Wpływ aerozoli na klimat Wpływ bezpośredni aerozolu: absorbcja i rozpraszanie promieniowania krótkofalowego Słońca oraz długofalowego Ziemi przez cząstki aerozolu. Wpływ pośredni I rodzaju: cząstki aerozolu pełnią rolę jąder kondensacji, powodują wzrost liczby kropel w chmurze i jednoczesny spadek ich wielkości, prowadzi to do wzrostu albeda chmur (mniejsze krople, łącznie posiadają większą powierzchnię) Wpływ pośredni II rodzaju: opóźnienie formowania opadu (mniejsze krople wolniej rosną na drodze koagulacji), wydłużenie cyklu życiowego chmury zwiększenie albeda planetarnego, wzrost wodności i grubości chmury (np. chmury Cb osiągają większe rozmiary). Wpływ pośredni II rodzaju nie został oszacowany!

Wpływ aerozoli na klimat aerozol siarczanowy powoduje ochłodzenie (zlikwidował 20% efektu cieplarnianego) Aerozol węglisty wskutek intensywnego pochłaniania bilansuje ochłodzenie wywołane aerozolem siarczanowym (Aerozol węglisty jest drugim co do intensywności po CO2 czynnikiem wpływającym na ocieplenie klimatu)

Susza na obszarze Sahelu przykład wpływu aerozolu na klimat Susza: w latach 70. i 80. w pasie równoleżnikowym od Senegalu po Etiopię.

Prawdopodobny mechanizm obniżania opadów nad Sahelem 1. podwyższona koncentracja aerozolu siarczanowego nad północnym Atlantykiem. 2. ochłodzenie powierzchni północnego Atlantyku. 3. wzrost południkowego gradientu temperatury. 4. przesunięcie wyżów podzwrotnikowych ku równikowi. 5. osłabienie monsunu gwinejskiego. Okazało się, że aktywność monsunu gwinejskiego naśladuje przebieg emisji SO2 opady w strefie Sahelu malały systematycznie od 1950 do 1980 roku ale powróciły do poprzedniego poziomu w latach 1990 kiedy zredukowano w znacznym stopniu emisję SO2, co zostało narzucone przez tzw. Clean Air Act w 80 latach w USA i w 90 latach w Europie.

Gdy Wyż Azorski przesuwa się ku równikowi, monsun gwinejski słabnie Wyż Azorski Monsun gwinejski

Faza La Nina chłodna faza wschodniego Pacyfiku Ciepłe wody są spychane przez pasaty w kierunku Indonezji Oscylacja La Nina El Nino: wpływ na emisję CO2 Ciepłe wody spływają ku wybrzeżom Peru w okresach zaniku pasatów Faza El Nino ciepła faza (wschodniej części Pacyfiku)

El Nino 1997-1998 - The Climate Event of the Century Silne El Nino z przełomu roku 1997/98

Faza La Nina zwiększenie emisji CO2 z oceanu! Cyrkulacja pasatowa rozbieżność przepływu wody upwelling równikowy Chłodne wody zawierające CO2 wypływają na powierzchnię i ogrzewają się wraz ze wzrostem temperatury wody maleje rozpuszczalność gazów dochodzi do emisji CO2 z oceanu do atmosfery.

Emisja CO2 do atmosfery jest: El Nino mniejsza w fazie El Nino La Nina większa w fazie La Ninia

Wpływ sprzężeń zwrotnych na zmiany klimatu Sprzężenia zwrotne w środowisku Sprzężenie zwrotne kontroluje dynamikę systemu i wynika z dążenia do wzajemnego dopasowania się części składowych systemu. Mechanizm sprzężenia polega na tym, że część sygnału wyjściowego zasila ponownie sygnał na wejściu, tak, że końcowy sygnał na wyjściu (np. po przejściu jednej pętli) zmienia swoje natężenie (przykład: mikrofon - głośnik) W rezultacie może dojść albo do wzmocnienia sygnału wyjściowego (dodatnie sprzężenie zwrotne positive feedback) albo do jego osłabienia (sprzężenie ujemne negative feedback) w porównaniu z układem z zerowym sprzężeniem zwrotnym.

Przykłady dodatnich sprzężeń zwrotnych w środowisku 1. wzrost temperatury topnienie lodów i śniegów zmniejszenie albeda 2. wzrost temperatury i parowania wzrost zachmurzenia w piętrze wysokim 3. wzrost temperatury oceanu mniejsza absorpcja CO 2 4. wyższa temperatura szybszy rozkład materii organicznej dodatkowa emisja CH4 i CO2 5. Wzrost temperatury --> wzrost prężności w stanie nasycenia (H 20(g) - gaz cieplarniany) 6. Wzrost temperatury --> przesunięcie strefy lasów na północ --> obniżenie albedo 7. Wzrost temperatury --> niestabilność klatratów metanu 8. Wzrost temperatury --> pożary Przykłady ujemnych sprzężeń zwrotnych w środowisku 1. wyższa temperatura wzrost zachmurzenia w piętrze dolnym 2. wyższa temperatura emisja DMS wzrost albedo chmur 3. wzrost temperatury intensywność cyklu hydrologicznego wymywanie CO2 z atmosfery i wiązanie w skałach krzemianowych. 4. wzrost temperatury zwiększenie częstości epizodów El Nino ograniczenie emisji CO2 5. Wzrost CO2 intensywna fotosynteza pochlanianie CO2 6. Petla tlenowa z udzialem fosforu

Jeżeli w systemie funkcjonuje sprzężenie zwrotne, to skutek staje się przyczyną! The question is: if winter with higher snow is colder than normal, is it colder because of the snow cover or is the more snow cover because it is colder?

Wzrost temperatury w Arktyce jest intensyfikowany przez dodatnie sprzężenie zwrotne (temperatura - pokrywa lodowa - albedo - temperatura)