Change in ice mass (gT)

(1)

Kapittel 13

Klimaforandringer

Asgeir Sorteberg

Geofysisk Institutt, UiB

(2)

Klimasystemet

Klima er gjennomsnittlig vær over en gitt periode.

Ofte beregnes klimavariasjoner i forhold til en normal som er et gjennomsnittet over flere tiår.

Verden Meteorologi Organisasjons (WMO) normal er 1961-1990.

Med klimasystemet menes de fysiske delene av jordkloden som bestemmer jordoverflatens klima.

Disse er atmosfæren, havet, biosfæren og landjorda.

Ordet klima er opprinnelig gresk å betyr å helle

(jordens helning i forhold til solinnstrålingen)

(3)

Klimasystemet

(4)

Klimasystemet

Referanseparameteren for klimaforandringer er temperatur nær bakken. Grunnen er at dette er en parameter det finnes

instrumentelle målinger av langt tilbake (ca 150 år), det er mulig å estimere historiske temperaturer basert på såkalte proxy data

(mer om dette senere) og det er en viktig parameter for både mennesker, dyr og planter.

En mer fysisk riktig parameter ville vært det totale varmeinnholdet i klimasystemet (hav, atm., is etc.), men denne finnes det lite

observasjoner av før 1950.

(5)

Klimavariasjoner

Det er i hovedsak to måter å måter å få til en klimaforandring på:

• Forandring av mengden energi som absorberes i

klimasystemet. Dette blir betegnet som en forandring i ytre betingelser (external forcings). Disse deles ofte opp i naturlige variasjoner (sol, vulkaner) og

menneskeskapte forandringer (utslipp av drivhusgasser, partikler etc.)

• Omfordeling av energi mellom de forskjellige delene av klimasystemet (for eks. omfordeling av energi

mellom hav og atmosfære) Betegnet som en

forandring i indre betingelser (internal variations)

(6)

klimasystemet.

Et viktig parameter for å beregne en klimaforandring er

strålingsføringen (∆F). Strålingsføringen beregnes i W/m² og er den ubalansen som oppstår mellom innkommende og utgående stråling på toppen av atmosfæren før temperaturene i atmosfæren

og overflaten har fått justert seg til den nye mengden innkommen stråling.

(7)

klimasystemet.

Ofte deles strålingsføringen inn i en direkte og en indirekte del:

• Direkte strålingsføring: Forandringer som direkte påfører en energiforandring. F.eks:

• Forandring i solinnstråling

• Forandring i mengden drivhusgasser

• Forandring i mengden aerosoler

• Forandring av bakkeegenskaper (urbanisering, avskoging etc.))

• Indirekte strålingsføring: En forandring som ikke gir en direkte energiforandring, men som forandrer en klimaparameter som igjen gir en energiforandring . F. eks

• Forandring i solinnstråling gir forandring i mengden stratosfærisk ozon som igjen gir en forandring i absorbert solstråling

• Forandring i aerosoler som gir forandring i skydekke som igjen gir en forandring i reflektert og absorbert stråling)

• Etc. etc.

(8)

Direkte strålingsføring

Eksempler på direkte strålingsføring:

Fra forandring i solinnstråling beskrives ofte gjennom en forandring i solarkonstanten (∆S₀). Strålingsføringen blir da:

Δ = 1 − [ ]

Forandring i strålingsføring forandring pga CO₂:

Δ = 5.35 ∙ [ _!]

Der C₀ er en referansekonsentrasjon av CO₂ (som regel 280 ppm) og C er konsentrasjonen av CO₂.

(9)

Omfordeling av energi mellom de forskjellige delene av klimasystemet

Siden vi bruker temperatur som parameter er det fullt mulig å tenke seg globale klimaendringer (dvs temperaturendringer) selv om mengden energi absorbert i klimasystemet ikke er forandret. Dette

kalles interne klimavariasjoner.

Den viktigste interne klimavariasjonen er omfordelingen av energi mellom de øverste vannmassene og dyphavet. F.eks. at varmt vann

nær overflaten blir mer effektivt blandet ned i dyphavet dette vil gi en avkjøling av temperatur ved bakken selv om det totale

varmeinnholdet ikke er forandret.

(10)

Omfordeling av energi mellom de forskjellige delene av klimasystemet

Eksempler på andre omfordelinger:

• F.eks. mellom hav og atmosfære ved at økning i styrken på vindene som vil gi forandring i både fordamping og turbulent varmeoverføring. Bakken ville da blitt kaldere og atmosfæren varmere.

• En sirkulasjonsendring som gir økt adveksjon av atmosfærisk energi fra havområder til landområder vil gi en høyere

gjennomsnittlig bakketemperatur siden effektiv varmekapasitet over land er mye mindre enn over hav.

• Et annet eksempel er at økt irrigasjon (vanning) som vil gi mer fordamping og dermed kaldere bakketemperaturer og varmere atmosfære.

(11)

Tilbakekoblingsmekanismer

Hvis temperaturen var det eneste som forandret seg i klimasystemet når det ble påført en forandring i strålingsføring hadde det vært enkelt å regne ut temperaturforandringen vha Stefan Boltzmanns lov.

F. eks: Dobling av CO₂ ville gitt en strålingsføring på 3.7 W/m². Stefan Boltzmanns lov (F_BB=σT⁴) hadde da gitt oss en temperaturforandring på

Δ" = ^#.$

% + 255

( − 255 = 0.98 [,]

Men i tillegg til temperaturen vil en rekke andre parametere som igjen er avhengig av temperatur forandre seg (f. eks., mengden skyer, mengde vanndamp i atmosfæren, mengden snø/is etc. Disse

vil igjen kunne påvirke temperaturen. Disse prosessene kalles tilbakekoblingsmekanismer

(12)

Tilbakekoblingsmekanismer

Tilbakekoblingsmekanismer kan være positive (forsterke den opprinnelige forandringen i temperatur) eller negative (svekke den

opprinnelige forandringen)

Forandring i

strålingspådriv Temperatur

respons Y⁰C

Tilbakekoblings- mekanismer

Forandring i strålingspådriv

Temperatur

respons X⁰C

Uten tilbakekoblingsmekanismer

Med tilbakekoblingsmekanismer

(13)

Tilbakekoblingsmekanismer

Viktige tilbakekoblingsmekanismer er:

• Tilbakekobling fra vanndamp

• Tilbakekobling fra skyer

• Tilbakekobling fra bakkealbedo

• Tilbakekobling fra forandringer i den vertikale temperaturgradienten

• Biogeokjemiske tilbakekoblinger

• Etc. etc.

(14)

Tilbakekoblingsmekanismer

Tilbakekobling fra vanndamp

Forandring i mengden vanndamp

Forandring i drivhuseffekten

Temperatur forandring

En forandring i temperatur vil gi en forandring i mengden

vanndamp lufta kan holde siden vanndamptrykket ved metning er eksponentielt avhengig av temperaturen (Clauisus Clapeyrons

likning). Siden vanndamp absorberer langbølget stråling vil styrken av drivhuseffekten forandres. Tilbakekobling fra vanndamp er en

positiv tilbakekobling

(15)

Tilbakekoblingsmekanismer

Tilbakekobling fra bakkealbedo

Forandring i bakkealbedo (f.eks. snø, is vegetasjon) Forandring i

absorbert/reflektert solstråling

En forandring i temperatur vil kunne gi en forandring i bakkealbedo (f.eks. forandring i sjøis, snødekke, type vegetasjon) som igjen vil gi

en forandring i absorbert kortbølget stråling. Tilbakekobling fra bakkealbedo kan være enten negativ eller positiv. For snø og is er

den positiv.

(16)

Tilbakekoblingsmekanismer

Tilbakekobling fra skyer

Forandring i optiske egenskapene til skyer Forandring i reflektert solstråling

+

Forandring i absorbert lang- bølget stråling

En forandring i temperatur vil kunne gi en forandring i skyens optiske egenskaper (evne til a reflektere og absorbere ståling) som

f.eks. skyens tykkelse, mengden skyer, skyens temperatur etc. som igjen vil forandre temperaturen.

Tilbakekobling fra skyer kan være enten negativ eller positiv.

(17)

Tilbakekoblingsmekanismer

Tilbakekoblinger knyttet til den vertikale temperaturgradienten

Forandring i den vertikale temperaturgradienten Forandring i styrken av

drivhuseffekten

En forandring i strålingsføring vil kunne gi en annen

temperaturforandring nær bakken enn høyere oppe. F.eks. vil en økning i CO₂ gi den største forandringen i tropopausenivå. Da vil vi få en forandring i den vertikale temperaturgradienten som igjen vil

gi forandring i styrken av drivhuseffekten

Tilbakekobling fra forandring i den vertikale temperaturgradienten kan være enten negativ eller positiv.

(18)

Tilbakekoblingsmekanismer

Tilbakekoblinger knyttet til den vertikale temperaturgradienten

Hvorfor vil drivhuseffekten forandres når temperaturen forandres?

Grunnen er at drivhuseffekten er et mål på hvor mye langbølget stråling som prøver å slippe ut fra bakken og hvor mye som slipper ut på toppen av atmosfæren.

Mengden langbølget fra bakken er avhengig av bakketemperaturen, mens den strålingen som slipper ut er i hovedsak fra øvre troposfære(den fra bakken er abs. i

troposfæren) og er avhengig av temperaturen der. Slik at hvis oppvarmingen er forskjellig ved bakken og i øvre troposfære, så blir styrken på drivhuseffekten

forandret.

Høyde

Pos.

tilbakekobling

Neg.

tilbakekobling Tropopause

Temperatur

Bakken

Hvis vi har oppvarming ved bakken og denne er større enn i høyden får vi en positiv

tilbakekobling. Hvis den er størst i høyden får vi en

negativ.

(19)

Klimasystemet

For å oppsummere er det er altså tre viktige stikkord knyttet til beregning av klimaforandringer:

• Strålingspådrag

• Indre variasjoner

• Tilbakekoblingsmekanismer

I klimasystemet har vi forandring i strålingspådrag, indre

variasjoner og tilbakekoblingsmekanismer på en rekke tidsskalaer.

(20)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Jorda har opplevd flere perioder der temperaturen har sunket og hvor større områder enn normalt har vært dekket av is etterfulgt

av perioder med varmere klima (mellomistider).

Den rådene teorien for å forklare slike variasjoner er Milanković- syklusene som beskriver variasjonene i:

1. Jordens bane rundt solen (eksentrisiteten) 2. Jordas aksehelning (tilten av jordaksen)

3. Presesjon (langsom retningsendring av jordas rotasjonsakse) I

Disse tre periodiske variasjonene gir bare små variasjoner i årlig gjennomsnittlig innkommende solinstråling, men gjør at

solstrålingen fordeler seg forskjellig både i rom og tid. Istider og mellomistider kan delvis forstås på grunnlag av disse tre periodiske

variasjonene.

(21)

Jordas aksehelning

Dette ble forklart i kap. 2 i forbindelse med årstider. Jordas aksehelning (tilt) varierer mellom 22.05° og 24.50° med en

periode på omkring 41000 år.

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Aksehelningen har ingen innvirkning på den totale mengden solstråling som kommer mot jorda, men er viktig for fordelingen av solstråling over årstidene. Når helningen er

stor vil forskjellen i innstråling mellom sommer og vinter være størst (dvs. mest solinnstråling om sommeren når helningen

er stor)

(22)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Dette gjør at vi er nærmeste sola om vinteren i noen perioder, og nærmeste sola om våren i

andre perioder.

Dette har ingen innvirkning på den totale mengden solstråling som kommer mot jorda, men er viktig for fordelingen av solstråling over

årstidene lokalt (ingen stor effekt globalt).

Presesjon

I tillegg til å roterer omkring sin egen akse i løpet av 24 timer er det en langsom retningsendring av jordas rotasjonsakse (som en snurrebass som snurrer rundt, men samtidig vipper fra side til side)

med en periode på omkring 19-23000 år

(23)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Eksentrisiteten

Jorda følger en bane som varierer i form fra en litt flatklemt ellipse, til en nesten perfekt sirkel. Denne variasjonen følger en syklus på

100 000 år og gir en liten forskjell i solarkonstanten (mindre enn 0.1%) som er ganske ubetydelig, men denne variasjonen kan

samvariere med de to andre og dermed få en effekt

(24)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Forandringer i eksentrisiteten, presesjon og jordas aksehelning

År tilbake i tid fra nåtid (år 0) i tusen (dvs 100 er 100 000 år tilbake i tid)

(25)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Siden det ikke eksisterer instrumentelle observasjoner av

temperatur mer en ca 150 år tilbake, må man ty til såkalte proksi data (proksi: stedfortreder) som er indirekte klimaindikatorer.

Klimaproksier må som regel kalibreres med instrumentelle data for at det skal være mulig å danne seg et kvantitativt bilde av fortidas klima.

De viktigste reservoarene for klimaproksier er:

Iskjerner, treringer, borrehull i fjell, koraller, pollen innsjø og hav sedimenter

(26)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

De viktigste reservoarene for klimaproksier er:

• Iskjerner: Luftbobler i iskjerner inneholder en rekke gasser som kan brukes for å detekter f.eks. temperatur

• Treringer: For enkelte treslag er størrelsen på treringene og tettheten i treet nært relatert til temperatur i vekstsesongen

• Borrehull i fjell: Siden varmeledning (konduksjon) fra overflaten ned i fjellet er en svært langsom prosess kan man ved å borre et hull og måle

temperaturen nedover i fjellet finne ut hva temperaturen på overflaten må ha vært tilbake I tid

• Koraller: Koraller har skjellringer som sammen med oksygenisotoper kan brukes til å si noe om temperatur

• Pollen: pollenkorn begravet i jorden forteller hvilke type planter som var på stedet til forskjellige tider. Ut fra dette kan man si noe om klimaet som var da pollenkornet falt ned.

• Innsjø og hav sedimenter: begravd i sedimentene finnes det forskjellig type organismer som trenger forskjellige klimatiske levekår. Sammen med

oksygenisotoper kan dette brukes til a bestemme fortidsklima

(27)

Figuren viser oksygenisotopen deuterium hentet fra luftbobler i den antarktiske isen. Deuterium er en proxy for temperatur. Grå områder

viser overgangen fra istider til mellomistider.

Oksygenisotopen deuterium (proksi for temperatur) siste 600 000 år

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

(28)

Laurentide ice sheet

Last glacial maximum, 18000 years ago

Siste istid hadde sin

maksimale utbredelse for ca 18 000 år siden.

Hele Skandinavia var dekket av is som var flere

km tykk.

Global temperatur var omtrent 3-6 grader kaldere enn dagens.

Greenland

Fenno-Scandinacian ice sheet

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

(29)

Siste 600 000 år

Forandringer i eksentrisiteten, presesjon og jordas aksehelning forklarer ikke hvorfor variasjonen i temperatur er så stor mellom

istidsklima og interglasiale perioder. Man tror at tilbakekoblings mekanismer som is-albedo tilbakekobling og tilbakekobling til CO₂

var viktig.

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Figuren viser at proxy for temperatur samvarierer med CO₂. Når verden er varm er CO₂ nivået høy. På disse tidsskalaene virker CO₂ som en tilbakekoblingsmekanisme.

Høye temperaturer gir høyere CO₂ nivåer i atmosfæren som igjen gir høyere temperaturer.

(30)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Proksier for temperatur siste 2000 år

Det er de siste årene kommet en lang rekke arbeider som viser forskjellige type proksier for temperaturvariasjoner på nordlige

halvkule de siste 2000 år.

De spriker en del, men felles for mange er en kald periode rundt år 1700 (kalles ofte den lille istid), en varm periode rundt år 1000 (vikingene bosatte Grønnland) og en kraftig oppvarming fra 1850.

(31)

Klimavariasjoner siste 150 år

Kvikksølvtermometeret ble oppfunnet i 1714 og det eksisterer et nettverk av observasjoner med relativt god dekning fra 1880 og framover. Observasjonene viser en global temperaturøkning på

0.85⁰C fra 1880 til 2012

Uncertainty

Temperaturforandring for de forskjellig ti-årene

(32)

Klimavariasjoner på lange tidsskaler

Temperatur siste 150 år

Temperaturøkningen er størst over land (mindre effektiv

varmekapasitet) og på nordlige bredder (pga positiv snø og is albedo tilbakekobling , positiv tlbakekoblinger knyttet til den vertikale temperaturgradienten og positiv sky tilbakekobling (over land)

(33)

Forandring i strålingsføring

siste 250 år

Siden den industrielle revolusjonen etter 1750 har det skjedd en rekke endringer som kan gi en forandring i strålingsføring og dermed en

klimaforandring. De viktigste er:

• Forandring i atmosfærens gass sammensetning (utslipp fra fossile brensel),

• Forandring i mengden aerosoler (utslipp fra fossile brensel, skogbrenning)

• Forandring i bakkens refleksjonsevne (urbanisering, avskoging)

• Forandring i solens intensitet og vulkanutbrudd

(34)

Effekten av drivhusgasser

Drivhusgassenes evne til å absorbere stråling er beskrevet i forelesningsnotatene for kap 2. Som et resultat av i hovedsak forbrenning av fossilt brensel og skog har mengden CO₂ økt fra omkring 280 ppm for 250 år siden til 398 ppm (2013). Det

globale utslippet av CO₂ er for tiden ca 600 tonn CO₂ pr. sekund. Effekten av forandring i utslipp av drivhusgasser har gitt en kraftig positiv strålingsføring og

derfor en sterk oppvarmende effekt siste 250 år

Figuren viser utslipp av fossile brensler i i Peta gram karbon

(PgC) per år siden 1750

(35)

Effekten av drivhusgasser

FORSKJELLIGE ISKJERNER DIREKTE OBSERVASJONER Figuren viser CO₂ innholdet i atmosfæren de siste 100 år tatt fra

luftbobler i den Antarktiske isen og instrumentelle observasjoner fra omkring 1950

(36)

Effekten av aerosoler

For type aerosoler etc. se notater fra kap. 1.

Aerosolenes effekt på klima er at de kan:

Reflektere kortbølget stråling (avkjølende effekt)

Absorbere langbølget stråling (oppvarmende effekt) og kortbølget stråling (oppvarmende effekt).

Hvilke prosess som er viktigs er avhengig av type aerosol. F.eks vil en sulfataerosol reflektere mye sollys og ha en sterkt avkjølende effekt.

Effekten aerosoler har på stråling kalles direkte effekt, men aerosoler kan også ha en indirekte effekt gjennom at de forandrer skyene (se notater for kap 4).

Den totale effekten av forandring i aerosolene har vært at de i snitt har gitt en negativ strålingsføring og derfor en avkjølende effekt siste 250 år hvor både den direkte og de indirekte effektene har gitt en

avkjøling

(37)

Effekten av aerosoler – indirekte effekt

De indirekte effektene er i hovedsak knyttet til:

• Forandring i mengden skyer, størrelsene på skydråpene, hvor mye vann skyene inneholder etc.

• Forandring i skyenes levetid gjennom a forandre hvor fort skykjernene vokser til regndråper

• Forandring i hvor mange iskjerner skyene inneholder og forandring fordamping av skydråper inni skyen pga større absorbsjon av

stråling og dermed en oppvarming.

(38)

Effekten av aerosoler

Eksempler på forskjellige effekter aerosoler kan ha på

skyer

(39)

Effekten av solinnstråling

Direkte observasjoner av innkomne stråling på toppen av atmosfæren finnes bare fra 1980 og fremover. De viser at forandring i strålingspådraget pga forandring i

solinnstråling har vært svært liten siste 30 år, men en liten avkjølende effekt Figuren viser satellittbaserte

målinger av innkomne solstråling på toppen av atmosfæren siden 1980. Med

unntak av en velkjent 11-år syklus er det bare små

forandringer.

(40)

Effekten av solinnstråling

Lenger tilbake i tid må man stole på proskidata. Disse spriker, men viser i hovedsak en økning siden 1750 med maksimal innstråling rundt 1950.

Effekten av forandring i aerosolene har vært at de i snitt har gitt en svak positiv strålingsføring siste 250 år og derfor en svak oppvarmende effekt

Figuren viser proksidata for innkomne solstråling på toppen av atmosfæren siden

1750.

(41)

Effekten av vulkaner

Den viktigste effekten av vulkanutbrudd er utslipp av svovelgass som vil omdannes til sulfataerosoler (svovelholdige aerosoler) . Hvis vulkanutbruddet ikke er i tropene vil disse aerosolene sjelden kunne komme opp i stratosfæren

(trenger kraftig konveksjon som for eksempel i ITCZ for a bli transportert høyt opp), men isteden forbli i troposfæren der de fort vil regne ut. Kommer de seg derimot opp i stratosfæren kan de bli der i et til 3 år. Effekten vil være at de pga

refleksjon og absorbsjon av kortbølget stråling gir en avkjøling av bakken samtidig som de gir en oppvarming av stratosfæren (pga økt absorbsjon)

Figuren viser optisk tykkelse (mål på absorbsjonsevnen) for de kraftigste

vulkanutbruddene siste 250 år.

Vulkan utbrudd som har vært viktige for klima:

Ukjent 1809

Mount Tambora (Indonesia) 1815 Krakatoa (Indonesia)1883

Mount Agung (Indonesia) 1963 El Chichón (Mexico) 1982

Mount Pinatubo (Indonesia) 1991

(42)

Figuren viser forandring i optisk tykkelse (mål på absorbsjonsevnen) i

stratosfæren etter Mt. Pinatubo utbruddet i 1991. Etter 1 måned var aerosolene spredd i hele tropene og etter 6 måneder var de spredd over

hele kloden Før utbruddet

1 måned etter

2-3 måneder etter

6-7 måneder etter MOUNT PINATUBO

15^th June 1991

Optisk tykkelse

Effekten av vulkaner

(43)

Forandring i strålingsføring

siste 250 år

Figuren viser estimert forandring i

strålingsføring fra 1750 for forskjellige

drivhusgasser, vegetasjonsforandring

er, partikler og sol Totalt har

strålingsføringen økt med 2.4 W/m² ca 40%

av dette er kommet siste 30 år

1750 - 2011 1750 - 1980 1750 - 1950

(44)

Forandring i temperatur siste 250 år

Separerer vi de forskjellige strålingsføringene kan vi få et estimat på viktigheten av de forskjellige prosessen på temperaturen siste 250 år

Temperaturforandringer pga forandring i solinnstråling

Temperaturforandringer pga vulkanutbrudd

Temperaturforandringer pga økte drivhusgasser + aerosoler

(45)

seaice

Ocean Acidification

Sea Level Rise Glaciers

Reduced snowcover

Increased ocean heat

content Increased precipitation,

(mid and high latitudes)

Increased extreme temperatures

Changes in sea salt Atmospheric circulation

features moved poleward

Increased extreme precipitation

Lower atm:

Increased temperature Higher atm:

Decreased temperature

(46)

Årets varmeste dag

Trend i årets varmeste dag (1951-2010)

Kilde: IPCC., 2013

(47)

Sjøis

Sjøisutbredelse siste 30 år:

Trend: -1000 m² per sekund

Sjøisvolum siste 30 år:

Trend: -60%

Source: IPCC., 2013

(48)

ISKAPPER

Grønland siste 20 år:

Reduksjon på over 4000 tonn per

sekund

Change in ice mass (gT)

Antarctica Greenland

Antarctica+Greenland

1995 2000 2005 2010

Antarktis siste 20 år:

Reduksjon på over 1000 ton per sekund

(49)

Havnivå

19 cm hevning i perioden 1901–2010 3.2 mm per år siste 20 år

Source: IPCC., 2013

(50)

Temperatur og vannsyklusen

Fordampning Metningstrykket

Atmosfæresirkulasjoner

(51)

Varmere luft

Mer vann i atmosfæren Mer tilgjenngelig vann når

det regner

Mer intens nedbør

90 80 70 60 50 40 20 20 10 0

(°C) -30 -20 -10 0 10 20 30 40

WATER HOLDING CAPACITY

TEMPERATURE

Calusius Clapeyrons likning

5-7% per °C

Nedbør

(52)

Nedbørstrender

(53)

17.1 % /100år

Årsnedbør Norge

1900-2011

(54)

Ekstreme nedbørshendelser

Lite data …

Trend i antall hendelser (1951-2010)

(55)

26.2%/100 yr

Antall dager med esktrem nedbør - Norge

1900-2011

(56)

Framtidige klimaendringer

For å si noe om framtidige klimaforandringer trenger vi

framskrivninger av utslipp av drivhusgasser og aerosoler. Disse er i hovedsak styr at utviklingen av fire hovedfaktorer

CO

₂

UTSLIPP=

Folketall

^x

BNP/Person

^x

Energi bruk/BNP

^x

CO

₂

utslipp/energi mengde

VELSTAND

ENERGI EFFEKTIVITET ENERGI KILDER

BNP: Brutto Nasjonalprodukt

(57)

Folketall

90% økning siste 100 år

CO₂ EMISSIONS=

Population ^x ….

(58)

VELSTAND

BNP pr person økt med 110% siste 40 år

Source: Maddison and Bureau of Econ. Ana.

CO₂ EMISSIONS=

…. ^x GDP/capita ^x …

(59)

HVORFOR ØKER UTSLIPPENE?

Kilde: IPCC., 2013

2.9 2.5

6.8 4.0

(60)

Framtidige klimaendringer

Vidre må man ha en måte å beregne forandringer i klimasystemet

(strålingspådrag, tilbakekoblingsmekanismer og interne variasjoner) gitt en foreskrevet forandring i utslippene. Dette kalles et klimascenario.

Til dette brukes klimamodeller som er numeriske løsninger av de fundamentale fysiske likningene som beskriver klimasystemet.

Beregningen foregår ved å dele klimasystemet inn i bokser (både hav, atmosfære, jord, vegetasjon, is etc.) Størrelsen på boksene er typisk 200*200

km horisontalt, mens de vertikalt varierer med hvikle del av systemet man beregner (for jord er de gjerne 25 cm tykke, mens for atmosfæren fra 50 m tykke nær bakken til flere hunder meter i stratosfæren) Så beregnes alle lokale

fysiske prosesser (stråling, konveksjon, konduksjon) for hver boks med et tids skritt på typisk 15 minutter og deretter beregnes alle adveksjonsprosseser

mellom boksene

(61)

HAV MODEL

ATMOSFÆRE MODELL

JORD MODELL VEGETASJONS

MODELL SNØ MODELL IS

MODELL

ELVE- AVRENNINGS

MODELL

Komponenten i en klimamodell

(62)

Historisk utvikling av klimamodeller

Ettersom beregningskapasiteten øker inneholder klimamodellen stadig nye komponenter

1975 1985 1990 1995 2000 2010

(63)

Fremtidige endringer

Siden vi ikke vet framtidig forandring I folketall,

velstand, energi, forbruk og bruk av fossile brensel må det lages et sett med scenarier for fremtidig utvikling

Population GDP change per person Oil Consumption

(64)

Fremtidige endringer

Det er i dag en rekke modeller som beregner forandringer i klimasystemet basert på forskjellige scenarier av utslipp. Her vises resultater fra to forskjellige

scenarier kalt rcp8.5 og rcp2.6. 8.5 og 2.6 betegner forandringen i strålingsføring i 2100 sammenliknet med 1850.

rcp8.5 er et scenario med fortsatt stor bruk av fossile brensler, men rcp2.6 er et scenario der man reduserer utslippene med mål om å redusere global

temperaturøkning til ca 2⁰C i forhold til 1850 (kalles 2 degree target og er målet til bla EU og Norge)

Figuren viser forandring i stålingsføring for de to

scenariene

(65)

Fremtidige endringer

De to scenariene gir en temperaturøkning som er ganske forskjellig

Figuren viser forandring i global temperatur sammenliknet med 1986-

2005 med usikkerheter (tallene i parentes indikerer antall modeller resultatet er midlet over).

4⁰C 0.5⁰C

>7⁰C

5-6⁰C 2-3⁰C 4-6⁰C

1-2⁰C 5-6⁰C

>2⁰C

1.5-2⁰C 0.5-1⁰C 1-1.5⁰C

0-1⁰C

1.5-2-⁰C

(66)

Fremtidige endringer

De to scenariene gir en temperaturøkning som er ganske forskjellig

Figuren viser forandring i global nedbør

sammenliknet med 1986- 2005 med usikkerheter

(tallene i parentes indikerer antall modeller resultatet er midlet over).

7%

2%

>35%

40-50% 20-50%

10-20%

-20- -30%

10-20%

-20- -30%

-10- -20%

10-20%

10-20% 5-15%

0-10%

-10- 0%

0-10%

-10- 0%

(67)

Fremtidige endringer

Selv om vi dette kapittelet i hovedsak har vært interessert

temperatur er ikke endringer i klimasystemet begrenset til dette, men involverer en lang rekke andre prosesser som f.eks. vind, havstigning, havforsuring, smelting av sjøis og breer, ekstreme hendelser (hetebølger, tørke, flom, ras etc.), jordbruk, spredning av sykdommer som smitter via mygg (malaria, dengue feber etc.)

og vannbårne sykdommer som kolera, jordbruk, fiske etc. etc.