SIB 5005 BM3 Miljøteknikk Globale atmosfære-endringer (Del 1)

Presentasjon om: "SIB 5005 BM3 Miljøteknikk Globale atmosfære-endringer (Del 1)"— Utskrift av presentasjonen:

1 SIB 5005 BM3 Miljøteknikk Globale atmosfære-endringer (Del 1)
SIB 5005 BM3 Miljøteknikk Globale atmosfære-endringer (Del 1) Helge Brattebø

2 Klima-konvensjonen Problemet er de raske klimaendringene, og tegnene tyder på en merkbar menneskelig påvirkning på det globale klima (IPCC 1996) Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) ble i 1988 dannet på initiativ fra World Meteorological Organization (WMO) og United Nations Environment Programme (UNEP) vurdere tilgjengelig vitenskapelig informasjon om klimaendring vurdere miljømessige og sosio-økonomiske følger av klimaendring formulere egnede strategier for mottiltak FN’s rammekonvensjon for klimaendring (UNFCCC) signert i 1992 i Rio, tro i kraft i 1994 etter at 50 land ratifiserte konvensjonen. Videre følger Kyoto-protokollen signert i Japan 1998 Oppgaven er nå å stabilisere utslippene av klimagasser, men dette viser seg å være svært vanskelig både nasjonalt og internasjonalt.

3 Ozon-protokollen Problemet er at man har funnet reduksjoner i, og ved polområdene hull i, ozonlaget i stratosfæren, med fare for at liv på jorden eksponeres for større mengder skadelig ultraviolett stråling. World Meteorological Organization (WMO) og United Nations Environment Programme (UNEP) tok initiativ til avtaler for utfasing av stoffer som bryter ned ozonlaget i stratosfæren Montreal-protokollen signert i 1987 og deretter videreført i London 1990, København 1992, Wien 1995. Montreal-protokollen har vært en stor suksess, og har ført til et bredt spekter av konkrete påbud og endringer, med det resultat at samlede utslipp av ozon-nedbrytende stoffer er redusert betydelig.

4 Gasser i atmosfæren Gassene som har interesse m.h.t. klima- og ozonlagendring er CO2, N2O, CH4, O3, samt haloformer som CFCs, HCFCs, HFCs, CCl4, CH3CCl3 og haloner. (CO2, CH4 og N2O øker!)

5 Atmosfærens lagdeling
Lagene har ulike temp.gradienter Troposfæren har > 80 % av massen i atmosfæren, og nesten alt av vanndamp og skyer Stratosfæren har svært tørr luft, der ultrafiolett stråling adsorberes av O3 og O2, som varmer opp luftlaget

6 Global temperatur Klima bestemmes av middelverdi og variasjon i temperatur, nedbør og vind, men temperaturen er den viktigste enkeltfaktor Temperaturen - og isbrevolumet - har variert mye gjennom tidene, og kan estimeres ved å bestemme forholdet mellom oksygenisotopene 16O og 18O i prøvekjerner fra dyphavsbunn og isbreer (18O er litt tyngre enn 16O og faller først ned som nedbør) 18O(‰) = [(18O/16O) prøve -(18O/16O) standard]/[18O/16O) standard]*103 som er forholdstallet mellom 18O og 16O i en gitt prøve sett i forhold til en gitt standard i lang-transportert nedbør: noe mindre 18O i kort-transportert nedbør: noe mer 18O i vanndamp: 16O og 18O i gitt balanse i kjerneprøver vil forholdstallet 18O/16O øke i havvann og sedimenter når isbrevolumet vokser mye

7 Oksygenisotoper i dyphavssediment-prøver
I istidene vokser isvolumet mye, og dermed fjernes 16O selektivt fra den hydrologiske syklus og 18O akkumuleres i verdenshavene Varmeperioder (mellom-istidene) forårsaker redusert 18O i hav og sedimenter, og gir topper i grafen (der y-aksen er snudd opp-ned!) En positiv 18O i vil si at klimaet blir kaldere Tilsvarende vil en isbre-kjerneprøve gi et motsatt bilde, der varmeperioder forårsaker forhøyede 18O-nivåer i nydannede islag

8 Kjerneprøver fra is i Antarktis (Vostok)
Dype kjerneprøver (over 2 km) i isen gir en klima-kartlegging mer enn år tilbake Det er en svært god korrelasjon (dvs. matematisk sammenheng) mellom utviklingen i parametrene CO2, Tatm, og CH4 I istidene (dvs. ved lavere lufttemperaturer) er konsentrasjonen av drivhusgassene CO2 og CH4 lave Tilsvarende kjerneprøver er tatt på Grønland og i Arktis Resultater: De siste er det usannsynlig at den globale middel-temperatur har endret seg raskere enn 1 oC pr århundre (IPCC) En temperaturøkning på 2 grader vil gjøre Jorden varmere enn noen gang under de siste 1 million år Derimot må temperaturen øke med 10 oC for å få et klima som under dinosaurus-tiden ( millioner år siden).

9 Global temperaturendring de siste 140 år
Siden 1910 har middeltemperaturen økt med 0,6 oC Økningen har vært særlig stor siden 1975

10 Jordens bane rundt solen påvirker klimaet
Istidene viser seg å følge , og års sykluser Dette gir 0,1 % variasjon i sollys-dosen, og trigger klimaendring

11 Solflekk-aktiviteten
Solflekk-aktiviteten følger 11-års sykler og gir 0,2 oC temp.endring Dette betyr lite over lengre tid (men vil forstyrre måleseriene)

12 Globale temperaturmodeller
Matematisk klima-modellering er ekstremt komplisert! Ulike modeller varierer fra de helt enkle til komplekse generelle sirkulasjonsmodeller som forsøker å beregne klimaet på regionalt, sesong-basert og årlig grunnlag. De enkleste modellene tar utgangspunkt i temperatur alene Andre relevante parametre er nedbørsmønstre, vinder og stormer, havstrømmer, jordfuktighet, hav-is, bre-is, osv. Selv en enkel sirkulasjonsmodell med temperatur alene, må kunne beregne i 4 dimensjoner (breddegrad, lengdegrad, høyde over havet, og tid). Ta et eksempel: Den enklest tenkelige modell (en 0-dimensjonal modell) kan beregne jordens gjennomsnitts-temperatur uavhengig av sted og tid, basert på innstråling og utstråling av sollys.

13 Innstråling av solenergi
Mengden solenergi som treffer Jorden = S R2 (watt) S = sol-konstanten, som nå er lik 1370 W/m2 R = Jordens radius (m)

14 Netto innstråling og utstråling fra Jorden
Energi absorbert av Jorden = S R2 (1 - ), Albedo  = 0,31 Energi-utstråling fra Jorden =  4R2 Te4 = Stefan-Boltzmann konst. = 5,67*10-8 W/m2-K4 Te = Jordens midlere ”strålings-effektive” temperatur (oK)

15 Beregn i vår enkle temperatur-modell!
Anta stasjonære forhold: Te/t = 0 Netto energi-innstråling = energi-utstråling S R2 (1 - ) =  4R2 Te4 Løses m.h.t. midlere temperatur på Jorden Te = [S (1 - ) / 4  ] 1/4 som gir: Te = 254 K = -19 oC Den reelle middeltemperaturen på Jorden er 288 K (15 oC) dvs. en beregningsfeil på 34 oC, som riktignok bare er 12 %feil denne feilen er imidlertid dramatisk siden vannet fryser ved 273 K Grunnen til at vår enkle modell avviker så mye fra virkeligheten er at den ikke tar hensyn til samspillet mellom atmosfæren og Jordens utstråling, dvs. ”DRIVHUS-EFFEKTEN”

16 Intensitet-spektrum for inn- og utstråling
”Kortbølget” innkommende stråling utenfor atmosfæren (< 3 m) ”Langbølget” utgående stråling ( m) UV-stråling < 0,7 m, IR-stråling = 0, m

17 Atmosfærens gasser absorberer stråling
Atomer i gassmolekylene vibrerer og roterer, og kan absorbere og utstråle energi ved bestemte bølgelengder Gassmolekylene kan absorbere strålingsenergi når frekvensen til molekyl-oscilleringen er nær frekvensen til den forbipasserende strålingsenergi Kortbølget UV-stråling (del av den inngående stråling) absorberes kun av O2 og O3. Problemet med hull i ozon-laget er at stratosfæren slipper gjennom skadelig UV-stråling til Jorden Langbølget IR-stråling (både i inngående og utgående stråling) absorberes av H2O (vanndamp), CO2, CH4, N2O, O2 og O3. ”Drivhusgasser” = gasser som absorberer stråling ved bølgelengder > 4 m. Problemet med drivhusgassene er at de absorberer og reflekterer for mye av den langbølgede utstråling fra Jorden, og dermed hindrer en nødvendig avkjøling av Jorden.

18 Gassenes absorptivitet og intensitet

19 Drivhus-effekten Uten drivhus-effekten ville Jordens temperatur være 254 K eller -19 oC som tidligere beregnet Drivhus-effekten = Ts - Te = 288 K K = 34 K = 34 oC

20 Den globale energi-balansen

21 Strålingskraft og klima-endring
Innkommende mengde kortbølget solernergi absorbert av jordatmosfæren og jorden selv (235 W/m2) balanseres av samme mengde utgående langbølget stråling til verdensrommet Hvis det skulle oppstå en ekstra strålingskraft overfor Jorden, F (W/m2), ville denne balansen bli midlertidig forstyrret Over tid ville likevel klimaet finne en ny balanse, ved øket temperatur på Jorden som ville gi en høyere utstråling som kompenserte for den økede energi-absorpsjonen: (Qabs + Qabs) + F = (Qrad + Qrad), der Qabs = Qrad som vil gi: F = Qrad - Qabs

22 Strålingskraften illustrert grafisk
En omfattende atmosfære-forskning går ut på å bestemme F som følge av endring i drivhus-gass konsentrasjoner, endring i aerosoler, endring i albedo, og endring i solstrålingen. Forskningen forsøker også å beregne parameteren ”klima-sensitivitet”  gir Ts som følge av F; (der  = Ts/F)