Kapittel 13 Klimaforandringer Asgeir Sorteberg Geofysisk Institutt, UiB
Klimasystemet Klima er gjennomsnittlig vær over en gitt periode. Ofte beregnes klimavariasjoner i forhold til en normalsom er et gjennomsnittet over flere tiår. Verden Meteorologi Organisasjons (WMO) normal er 1961-1990. Med klimasystemetmenes de fysiske delene av jordkloden som bestemmer jordoverflatens klima. Disse er atmosfæren, havet, biosfæren og landjorda. Ordet klimaer opprinnelig gresk å betyr å helle (jordens helning i forhold til solinnstrålingen)
Klimasystemet
Klimasystemet Referanseparameteren for klimaforandringer er temperatur nær bakken. Grunnen er at dette er en parameter det finnes instrumentelle målinger av langt tilbake (ca150 år), det er mulig å estimere historiske temperaturer basert på såkalte proxydata (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.
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 (externalforcings). Disse deles ofte opp i naturligevariasjoner (sol, vulkaner) og menneskeskapteforandringer (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)
Mengden energi som absorberes i klimasystemet. Et viktig parameter for å beregne en klimaforandring er strålingsføringen ( F). Strålingsføringen beregnes i W/m 2 og er den ubalansen som oppstår mellom innkommende og utgående stråling på toppen av atmosfæren førtemperaturene i atmosfæren og overflaten har fått justert seg til den nye mengden innkommen stråling.
Mengden energi som absorberes i 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.
Direkte strålingsføring Eksempler på direkte strålingsføring: Fra forandring i solinnstråling beskrives ofte gjennom en forandring i solarkonstanten ( S 0 ). Strålingsføringen blir da: Δ = 1 [ ] Forandring i strålingsføring forandring pga CO 2 : Δ =5.35 [! ] Der C 0 er en referansekonsentrasjon av CO 2 (som regel 280 ppm) og Cer konsentrasjonen av CO 2.
Omfordeling av energi mellom de forskjellige delene av klimasystemet Siden vi bruker temperatur som parameter er det fullt mulig å tenke seg globale klimaendringer (dvstemperaturendringer) 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.
Omfordeling av energi mellom de forskjellige delene av klimasystemet Eksempler på andre omfordelinger: F.eks. mellom hav og atmosfæreved 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.
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 CO 2 ville gitt en strålingsføring på 3.7 W/m 2. Stefan Boltzmannslov (F BB =σt 4 ) 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
Tilbakekoblingsmekanismer Tilbakekoblingsmekanismer kan være positive(forsterke den opprinnelige forandringen i temperatur) eller negative(svekke den opprinnelige forandringen) Uten tilbakekoblingsmekanismer Forandring i strålingspådriv Temperatur respons X⁰C Forandring i strålingspådriv Med tilbakekoblingsmekanismer Temperatur respons Tilbakekoblingsmekanismer Y⁰C
Tilbakekoblingsmekanismer Viktige tilbakekoblingsmekanismer er: Tilbakekobling fra vanndamp Tilbakekobling fra skyer Tilbakekobling fra bakkealbedo Tilbakekobling fra forandringer i den vertikale temperaturgradienten Biogeokjemiske tilbakekoblinger Etc. etc.
Tilbakekoblingsmekanismer Tilbakekobling fra vanndamp Temperatur forandring Forandring i drivhuseffekten Forandring i mengden vanndamp 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 langbølgetstråling vil styrken av drivhuseffekten forandres. Tilbakekobling fra vanndamp er en positiv tilbakekobling
Tilbakekoblingsmekanismer Tilbakekobling fra bakkealbedo Temperatur forandring Forandring i absorbert/reflektert solstråling Forandring i bakkealbedo (f.eks. snø, is vegetasjon) 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 kortbølgetstråling. Tilbakekobling fra bakkealbedo kan være enten negativeller positiv. For snø og is er den positiv.
Tilbakekoblingsmekanismer Tilbakekobling fra skyer Temperatur forandring Forandring i reflektert solstråling + Forandring i absorbert langbølget stråling Forandring i optiske egenskapene til skyer 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 negativeller positiv.
Tilbakekoblingsmekanismer Tilbakekoblinger knyttet til den vertikale temperaturgradienten Temperatur forandring Forandring i styrken av drivhuseffekten Forandring i den vertikale temperaturgradienten En forandring i strålingsføring vil kunne gi en annen temperaturforandring nær bakken enn høyere oppe. F.eks. vil en økning i CO 2 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 negativeller positiv.
Tilbakekoblingsmekanismer Tilbakekoblinger knyttet til den vertikale temperaturgradienten Hvorfor vil drivhuseffekten forandres når temperaturen forandres? Grunnen er at drivhuseffekten er et mål på hvor mye langbølgetstråling som prøver å slippe ut fra bakken og hvor mye som slipper ut på toppen av atmosfæren. Mengden langbølgetfra 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. 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. Høyde Pos. tilbakekobling Neg. tilbakekobling Tropopause Bakken Temperatur
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.
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 Milankovićsyklusene som beskriver variasjonene i: 1. Jordens bane rundt solen (eksentrisiteten) 2. Jordas aksehelning (tiltenav 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.
Klimavariasjoner på lange tidsskaler 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. 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)
Klimavariasjoner på lange tidsskaler 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 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).
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 samvarieremed de to andre og dermed få en effekt
Klimavariasjoner på lange tidsskaler Forandringer i eksentrisiteten, presesjon og jordas aksehelning År tilbake i tid fra nåtid (år 0) i tusen (dvs100 er 100 000 år tilbake i tid)
Klimavariasjoner på lange tidsskaler Siden det ikke eksisterer instrumentelle observasjoner av temperatur mer en ca150 år tilbake, må man ty til såkalte proksi data (proksi: stedfortreder) som er indirekte klimaindikatorer. Klimaproksiermå 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 klimaproksierer: Iskjerner, treringer, borrehulli fjell, koraller, pollen innsjø og hav sedimenter
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 treringeneog 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 værttilbakei tid Koraller:Koraller har skjellringersom 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
Klimavariasjoner på lange tidsskaler Oksygenisotopen deuterium (proksifor temperatur) siste 600 000 år Figuren viser oksygenisotopen deuterium hentet fra luftbobler i den antarktiske isen. Deuterium er en proxyfor temperatur. Grå områder viser overgangen fra istider til mellomistider.
Last glacial maximum, 18000 years ago Klimavariasjoner på lange tidsskaler Siste istid hadde sin maksimale utbredelse for ca18 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 Laurentide ice sheet Fenno-Scandinacian ice sheet
Klimavariasjoner på lange tidsskaler 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 CO 2 var viktig. Figuren viser at proxyfor temperatur samvarierermed CO 2. Når verden er varm er CO 2 nivået høy. På disse tidsskalaene virker CO 2 som en tilbakekoblingsmekanisme. Høye temperaturer gir høyere CO 2 nivåer i atmosfæren som igjen gir høyere temperaturer.
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.
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 Temperaturforandring for de forskjellig ti-årene Uncertainty
Klimavariasjoner på lange tidsskaler Temperatur siste 150 år Temperaturøkningen er størst over land (mindre effektiv varmekapasitet) og på nordlige bredder (pgapositiv snø og is albedo tilbakekobling, positiv tlbakekoblingerknyttet til den vertikale temperaturgradienten og positiv sky tilbakekobling (over land)
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
Effekten av drivhusgasser Drivhusgassenes evne til å absorbere stråling er beskrevet i forelesningsnotatene for kap2. Som et resultat av i hovedsak forbrenning av fossilt brensel og skog har mengden CO 2 økt fra omkring 280 ppmfor 250 år siden til 398 ppm(2013). Det globale utslippet av CO 2 er for tiden ca600 tonn CO 2 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 ipetagram karbon (PgC) per år siden 1750
Effekten av drivhusgasser Figuren viser CO 2 innholdet i atmosfæren de siste 100 år tatt fra luftbobler i den Antarktiske isen og instrumentelle observasjoner fra omkring 1950 FORSKJELLIGE ISKJERNER DIREKTE OBSERVASJONER
Effekten av aerosoler For type aerosoler etc. se notater fra kap. 1. Aerosolenes effekt på klima er at de kan: Reflektere kortbølgetstråling (avkjølende effekt) Absorbere langbølget stråling (oppvarmende effekt) og kortbølget stråling (oppvarmende effekt). Hvilke prosess som er viktigs er avhengig av type aerosol. F.eksvil en sulfataerosol reflektere mye sollys og ha en sterkt avkjølende effekt. Effekten aerosoler har på stråling kalles direkteeffekt, men aerosoler kan også ha en indirekte effektgjennom at de forandrer skyene (se notater for kap4). 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
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 pgastørre absorbsjon av stråling og dermed en oppvarming.
Effekten av aerosoler Eksempler på forskjellige effekter aerosoler kan ha på skyer
Effekten av solinnstråling Direkte observasjoner av innkomne stråling på toppen av atmosfæren finnes bare fra 1980 og fremover. De viser at forandring i strålingspådraget pgaforandring 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.
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 proksidatafor innkomne solstråling på toppen av atmosfæren siden 1750.
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 kortbølgetstråling gir en avkjøling av bakken samtidig som de gir en oppvarming av stratosfæren (pgaøkt absorbsjon) Figuren viser optisk tykkelse (mål på absorbsjonsevnen) for de kraftigste vulkanutbruddene siste 250 år. Vulkanutbruddsomharværtviktigefor klima: Ukjent 1809 Mount Tambora (Indonesia) 1815 Krakatoa(Indonesia)1883 Mount Agung(Indonesia) 1963 El Chichón(Mexico) 1982 Mount Pinatubo (Indonesia) 1991
Før utbruddet Effekten av vulkaner 1 måned etter MOUNT PINATUBO 15 th June 1991 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 2-3 måneder etter 6-7 måneder etter Optisk tykkelse
Forandring i strålingsføring siste 250 år 1750-2011 1750-1980 1750-1950 Figuren viser estimert forandring i strålingsføring fra 1750 for forskjellige drivhusgasser, vegetasjonsforandring er, partikler og sol Totalt har strålingsføringen økt med 2.4 W/m 2 ca40% av dette er kommet siste 30 år
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 økte drivhusgasser + aerosoler Temperaturforandringer pga vulkanutbrudd
Reduced seaice GEOF100 Geofysisk Institutt Universitetet i Bergen Shrinking Glaciers Increased precipitation, (mid and high latitudes) Atmospheric circulation features moved poleward Ocean Acidification Sea Level Rise Increased ocean heat content Reduced snowcover Increased extreme temperatures Increased extreme precipitation Lower atm: Increased temperature Changes in sea salt Higher atm: Decreased temperature
Årets varmeste dag Trend i årets varmeste dag (1951-2010) Kilde: IPCC., 2013
Sjøis Sjøisutbredelse siste 30 år: Trend: -1000 m 2 per sekund Sjøisvolum siste 30 år: Trend: -60% Source: IPCC., 2013
ISKAPPER Grønland siste 20 år: Reduksjon på over 4000 tonn per sekund Antarktis siste 20 år: Reduksjon på over 1000 ton per sekund Change in ice mass (gt) Antarctica Greenland Antarctica+Greenland 1995 2000 2005 2010
Havnivå 19 cm hevning i perioden 1901 2010 3.2 mm per år siste 20 år Source: IPCC., 2013
Temperatur og vannsyklusen Fordampning Metningstrykket Atmosfæresirkulasjoner
Nedbør 90 Calusius Clapeyrons likning WATER HOLDING CAPACITY 80 70 60 50 40 20 20 5-7% per C Varmere luft Mer vann i atmosfæren Mer tilgjenngelig vann når det regner 10 0 ( C) -30-20 -10 0 10 20 30 40 TEMPERATURE Mer intens nedbør
Nedbørstrender
Årsnedbør Norge 1900-2011 17.1 % /100år
Ekstreme nedbørshendelser Lite data Trend i antall hendelser (1951-2010)
Antall dager med esktrem nedbør - Norge 1900-2011 26.2%/100 yr
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
Folketall CO 2 EMISSIONS= Population x. 90% økning siste 100 år
VELSTAND CO 2 EMISSIONS=. x GDP/capita x BNP pr person økt med 110% siste 40 år Source: Maddison and Bureau of Econ. Ana.
HVORFOR ØKER UTSLIPPENE? 6.8 4.0 2.9 2.5 Kilde: IPCC., 2013
Framtidige klimaendringer Vidremå 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 hvikledel 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
Komponenten i en klimamodell ATMOSFÆRE MODELL IS MODELL HAV MODEL SNØ MODELL VEGETASJONS MODELL JORD MODELL ELVE- AVRENNINGS MODELL
Historisk utvikling av klimamodeller Ettersom beregningskapasiteten øker inneholder klimamodellen stadig nye komponenter 1975 1985 1990 1995 2000 2010
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
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 ca2⁰c i forhold til 1850 (kalles 2 degree targetog er målet til bla EU og Norge) Figuren viser forandring i stålingsføring for de to scenariene
Fremtidige endringer De to scenariene gir en temperaturøkning som er ganske forskjellig 4⁰C 0.5⁰C Figuren viser forandring i global temperatur sammenliknet med 1986-2005 med usikkerheter (tallene i parentes indikerer antall modeller resultatet er midlet over). 1.5-2-⁰C >2⁰C 1.5-2⁰C 5-6⁰C >7⁰C 5-6⁰C 1-1.5⁰C 0.5-1⁰C 4-6⁰C 2-3⁰C 0-1⁰C 1-2⁰C
Fremtidige endringer De to scenariene gir en temperaturøkning som er ganske forskjellig 7% 2% Figuren viser forandring i global nedbør sammenliknet med 1986-2005 med usikkerheter (tallene i parentes indikerer antall modeller resultatet er midlet over). 10-20% 0-10% 0-10% -10-0% 5-15% 10-20% -10-0% -10-0% >35% 10-20% 10-20% -20--30% 20-50% 40-50% -20--30% -10--20%
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 sjøisog breer, ekstreme hendelser (hetebølger, tørke, flom, ras etc.), jordbruk, spredning av sykdommer som smitter via mygg (malaria, denguefeber etc.) og vannbårne sykdommer som kolera, jordbruk, fiske etc. etc.