Schatting van klimaatverandering in de algemene circulatie in de gematigde breedten op basis van de ERA-40 reanalyses

Transcriptie

1 Faculteit Wetenschappen Vakgroep Fysica en Sterrenkunde Academiejaar Schatting van klimaatverandering in de algemene circulatie in de gematigde breedten op basis van de ERA-40 reanalyses Anneleen Nijs Promotor: Prof. Dr. P. Termonia Scriptie voorgedragen tot het behalen van de graad van Master in de Fysica en de Sterrenkunde

2 Woord vooraf Waarom is er de ene dag regen en de andere dag zon? Hoe kunnen meteorologen het weer voorspellen? Is het waar dat de aarde opwarmt en wat voor gevolgen heeft deze opwarming dan? Dit zijn slecht enkele vragen die ik mij stelde voor ik aan mijn thesis begon. Ik wou dan ook de kans grijpen om hiervan meer te leren en besloot om mijn thesis te maken in een heel nieuw vakgebied, namelijk de meteorologie. Dankzij de soepelheid in mijn masterjaren kreeg ik de mogelijkheid om verschillende vakken in de postgraduaatopleiding studies in weather and climate modeling mee te volgen om zo de nodige kennis te vergaren om aan het eigenlijke onderzoek te beginnen. De volgende stap was naar het Koninklijk Meteorologisch Instituut in Ukkel trekken, om daar ingewijd te worden in de echte onderzoekswereld van de afdeling Hydrometeorologische modellering van het departement Meteorologisch en klimatologisch onderzoek. Maar nog kon ik niet zelf aan het onderzoek beginnen. Eerst moest ik nog leren werken met het softwarepakket R, de opbouw van de data begrijpen en de data leren gebruiken. Na dit alles gedaan te hebben, begon het schrijven van een eigen script. Dit verliep niet van een leien dakje. Programmeren is het zoeken naar fouten, een uitspraak die ik aan de lijve ondervonden heb. Ook bleek geduld een mooie deugd te zijn, mijn computer heeft dit goed ondervonden, nachten en nachten moest hij runnen om bepaalde data nog maar gewoon in een bruikbaar formaat voor mee te werken te krijgen. Ik zou enkele mensen willen bedanken voor de hulp die ik kreeg bij het maken van deze thesis. In de eerste plaats mijn promotor Piet Termonia, om in zijn drukke schema ook tijd voor mij vrij te maken en me te helpen bij problemen. Ook Rafiq Hamdi wil ik bedanken voor de begeleiding en hulp bij het uitwerken van mijn scripts en het zoeken naar de fouten hierin, en Alex Deckmyn om mij te helpen om de data te begrijpen en hiermee te leren werken in R. i

3 Tenslotte wil ik nog enkele mensen bedanken waarvan ik tijdens mijn hele studieloopbaan een onvoorwaardelijke steun krijg. Eerst en vooral mijn ouders die mij de kans gegeven hebben om deze studies te volgen en mij in de loop der jaren steeds ten volle gesteund hebben. Ook hun werk in het nalezen van mijn thesis apprecieer ik ten zeerste. Dan wil ik ook nog mijn medestudenten bedanken voor de vele leuke jaren en de steun tijdens de examens. En als laatste maar zeker niet de minste wil ik mijn vriend Thomas bedanken voor het luisterend oor en de motivatie die ik van hem gekregen heb. Anneleen Nijs Lede, mei 2010 ii

4 Inhoudsopgave 1 Inleiding 1 2 Literatuurstudie IPCC-rapport Globale klimaatverandering Extratropische stormen Klimaatverandering in België Theoretische beschrijving Algemene circulatie in de atmosfeer De straalstroom Invloed op het weer Wiskundige benadering De horizontale temperatuurgradiënt Het broeikaseffect Conclusie Wiskundige benadering Onderzoek De atmosfeer als warmtepomp De Lorenz energiecyclus Methode Geanalyseerde data Geconfigureerde scripts Resultaten Warmteflux Analyse van de tweedimensionale warmtefluxgrafiek Gemiddelde warmteflux per decennium Jaarlijkse variaties van de warmteflux Impulsflux Analyse van de tweedimensionale impulsfluxgrafiek Gemiddelde impulsflux per decennium iii

5 Inhoudsopgave 6 Conclusie 55 Bibliografie 56 Lijst van figuren 58 iv

6 Hoofdstuk 1 Inleiding De klimaatverandering is een topic die sinds het einde van vorige eeuw veel aandacht heeft verworven. Het klimaat op een bepaalde plaats is de gemiddelde toestand van de atmosfeer over een lange periode. Meteorologische elementen zoals temperatuur, luchtdruk, vochtigheid en wind kunnen bepaald worden door observatie. Hiervan kan de verandering in de tijd gezien worden om zo een verband te kunnen leggen met de verandering van het klimaat. Ook het verloop van andere eigenschappen van de atmosfeer zoals de hoeveelheid fijn stof en gassen zoals CO 2 zijn reeds door vele wetenschappers onderzocht. In deze scriptie gaan we ons toeleggen op het onderzoek rond de verandering van de frequentie van extratropische stormen. Dit zijn stormen die in de gematigde breedtegraden voorkomen op het noordelijk halfrond, en dit in de periode van 1960 tot Als eerste wordt in hoofdstuk 2 het vierde rapport van het Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) van naderbij bekeken. Wat is hun standpunt omtrent de verandering van bepaalde elementen in het klimaat zoals de temperatuur en hoe zijn de extratropische stormen volgens hen veranderd? In hoofdstuk 3 wordt met behulp van dynamische meteorologie een theoretische redenering opgebouwd over hoe de frequentie van deze stormen zou kunnen veranderd zijn. We bekijken elementen die de vorming van deze stormen bevorderen zoals de straalstroom en het verschil in temperatuur tussen evenaar en noordpool. De redenering wordt telkens wiskundig ondersteund. In hoofdstuk 4 bekijken we hoe het onderzoek werd opgebouwd. Er werd vertrokken vanuit een meer theoretische redenering hoe de stormen kunnen geobserveerd worden. Daarna wordt opbouw van de scripts naderbij bekeken en geverifieerd. 1

7 Hoofdstuk 1. Inleiding Als laatste worden de resultaten gepubliceerd en geanalyseerd die steunen op berekeningen met gegevens ter beschikking gesteld door het Koninklijk Meteorologisch Instituut (KMI). 2

8 Hoofdstuk 2 Literatuurstudie Als start van het onderzoek wordt de reeds gepubliceerde literatuur over klimaatverandering bekeken. Het vierde IPCC-rapport is hierbij de voornaamste bron, maar ook andere relevante wetenschappelijke artikels komen aan bod. Vooral de reeds gevonden resultaten over de evolutie van 1960 tot 2000 van extratropische stormen in het noordelijk halfrond nemen we onder de loep, aangezien hier later in deze scriptie op verder gewerkt zal worden. 2.1 IPCC-rapport Het Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) dat een groot aantal wetenschappers van verschillende disciplines verenigt, is een organisatie van de Verenigde Naties die sinds 1988 ongeveer om de zes jaar een rapport publiceert over de klimaatverandering. Hiermee willen ze een klare kijk geven op klimaatverandering en de mogelijke gevolgen hiervan voor het milieu en de maatschappij. Om dit rapport tot stand te brengen doet men zelf geen onderzoek, maar wordt er wereldwijd beroep gedaan op de bevindingen van vele wetenschappers. Hun artikels en resultaten worden in verband gebracht met elkaar waaruit verschillende conclusies worden getrokken. Er zijn reeds vier rapporten van het IPCC verschenen in 1990, 1995, 2001 en De bevindingen die verder gebruikt worden, zullen zich baseren op het vierde rapport uitgebracht in Het rapport bestaat uit vier delen: drie IPCC Working Group Reports en het Synthesis Report, waarin alle conclusies uit de drie andere delen samengebracht zijn. De rapporten van de 3 werkgroepen zien er als volgt uit: ˆ WG I: The Physical Science Basis, behandelt de fysische wetenschappelijke kijk op het klimaatsysteem en de verandering. ˆ WG II: Impacts, Adaption and Vulnerability, behandelt de kwetsbaarheid van socio-economisch en natuurlijke systemen bij klimaatver- 3

9 Hoofdstuk 2. Literatuurstudie andering, negatieve en positieve gevolgen en suggesties om ons hieraan aan te passen worden gegeven. ˆ WG III: Mitigation of Climate Change, behandelt de middelen om klimaatverandering te beperken. 2.2 Globale klimaatverandering Aangezien voor deze scriptie de fysische resultaten van klimaatverandering de belangrijkste zijn, wordt de aandacht gericht op het rapport van de eerste werkgroep (IPCC, 2007a). Hieruit zullen we de conclusies over de meest relevante onderwerpen voor deze scriptie halen. Enkele vragen die we ons stellen zijn: Hoe is de temperatuur gewijzigd? Is de hoeveelheid waterdamp in de atmosfeer gewijzigd? Hoe kunnen deze wijzigingen in verband gebracht worden met stormen? De gemiddelde temperatuur op aarde, gemeten aan het oppervlak, is in de 20ste eeuw gestegen. Dit is duidelijk te zien op zowel figuur 2.1 als figuur 2.2: in de eerste figuur worden de resultaten van verschillende datasets getoond, de tweede figuur is een samenvatting die het IPCC zelf gemaakt heeft. Bij het bekijken van de grafieken van de gemiddelde temperatuur tussen 1960 en 2000 vallen er toch enkele zaken op. Vanaf 1960 is er de eerste 10 jaar een lichte temperatuurdaling te zien, duidelijk zichtbaar in figuuur 2.1. Pas vanaf 1970 is er een overtuigende stijging van de gemiddelde temperatuur, van 1970 tot nu is de temperatuur 0,55 C gestegen. Uit onderzoek blijkt dat van de 12 laatst gemeten jaren ( ) er maar liefst 11 bij de warmste jaren behoren sinds 1850, het vroegste jaar waarvoor er vergelijkbare resultaten zijn. Enkel het jaar 1996 staat niet in de lijst. Verschillende observaties sinds de jaren 50 hebben aangetoond dat in de troposfeer (tot 10 km boven het oppervlak) de opwarming aan een iets groter tempo verloopt dan aan het oppervlak, terwijl de stratosfeer (tussen 10 en 30 km) afgekoeld is sinds Dit is in overeenstemming met de fysische verwachtingen en de resultaten van verschillende modellen. De stijging van de hoeveelheid broeikasgassen wordt zowel bij de troposfeer als stratosfeer als één van de oorzaken aangeduid voor de temperatuursveranderingen. Ook de ozonvermindering zou een rol spelen bij de afkoeling van de stratosfeer. (IPCC, 2007a, FAQ 3.1, p.252) Deze temperatuurswijzigingen hebben ook een effect op de hoogte van de tropopauze, wat de scheiding is tussen de troposfeer en de stratosfeer. Volgens Santer et al (2004) is de hoogte van de tropopauze tussen 1979 en 2001 bijna 200 m gestegen.in deze studie werd gebruik gemaakt van de ERA-40 reanalyse De hoeveelheid waterdamp in de atmosfeer is één van de belangrijkste klimaatvariabelen. Naar veranderingen hierin is dan ook al veel onderzoek 4

10 Hoofdstuk 2. Literatuurstudie Figuur 2.1: Jaarlijkse anomalieën van de globale land-oppervlakte luchttemperatuur van 1850 tot 2005, relatief ten opzichte van het gemiddelde van CRUTEM3. De curves tonen variaties van de decennia. (IPCC, 2007a, Figuur 3.1, p.242) gedaan, hierbij wordt rekening gehouden met de verschillende functies die waterdamp heeft in de verschillende lagen van de atmosfeer. In de onderste luchtlagen van de troposfeer zorgt de condensatie van waterdamp in neerslag ervoor dat er latente warmte vrijkomt. Deze zorgt voor extra energie in de atmosfeer. In de middel- en hoge troposfeer is waterdamp volgens Kiehl & Trenberth (1997) het belangrijkste broeikasgas, deze zorgt voor maar liefst 60% van het totale broeikaseffect in heldere lucht. In deze studie wordt de nadruk gelegd op het feit dat met het effect van waterdamp op klimaatverandering dikwijls te weinig rekening gehouden wordt. In Held & Soden (2000) wordt uitgelegd waarom deze waterdamp een belangrijk broeikasgas is, het zou werken als een versterker van de andere broeikasgassen zoals CO 2. Hierop komen we later nog terug in deel 3.3. Maar hoe is de hoeveelheid waterdamp nu veranderd? Observaties hebben geen trend gevonden in verandering van de relatieve luchtvochtigheid van de troposfeer, maar aangezien de temperatuur van de lucht gestegen is, kan aangenomen worden dat de specifieke luchtvochtigheid gestegen is. Hieruit kan besloten worden dat de hoeveelheid waterdamp wel degelijk groter is geworden. Hoe meer waterdamp, hoe groter de versterking van de andere broeikasgassen, hoe meer de temperatuur stijgt en hoe meer waterdamp er extra gevormd wordt, dit zou dus een eindeloze versterking betekenen. De stijging van de temperatuur door broeikasgassen en hierdoor de stijging van de luchtvochtigheid, zijn twee belangrijke elementen die ervoor zorgen dat het klimaat wijzigt. Uit observaties blijkt dat er vele veranderingen zijn in ons weerbeeld sinds de jaren 50. Het aantal hittegolven, zware regenbuien die zorgen voor overstromingen en de omvang van gebieden getroffen 5

11 Hoofdstuk 2. Literatuurstudie Figuur 2.2: Geobserveerde veranderingen in de globale gemiddelde oppervlaktetemperatuur. Al de veranderingen zijn relatief ten opzichte van de gecorrespondeerde gemiddelden voor de periode De zwarte curve geeft de gemiddelde waardes over het corresponderende decennium, terwijl de cirkels de jaarlijkse gemiddelden tonen. Het blauwe gebied is de onzekerheid. (IPCC, 2007b, Figuur 1.A, p.31) door droogte, zijn gestegen. De intensiteit en de duur van tropische stormen en orkanen zijn sterk gegroeid. Ook zijn er veranderingen in de frequentie en intensiteit van de extratropische stormen, dit zal in 2.3 verder behandeld worden. Het is belangrijk om deze veranderingen goed te begrijpen, aangezien de mens zeer kwetsbaar is voor extreme weerfenomenen. Hoe beter deze kunnen ingeschat worden, hoe meer maatregelen kunnen genomen worden en hoe meer de schade kan beperkt worden. 2.3 Extratropische stormen Het IPCC geeft volgende definitie voor een extratropische storm/cycloon: Een extratropische storm is een intens lagedruk systeem dat voorkomt in de gemiddelde breedtegraden van de beide hemisferen gevoed door temperatuurgradiënten die hij tracht te verminderen. (IPCC, 2007a, Tabel 3.7, p.314) Verschillende studies suggereren dat de stormactiviteit zowel in het noordelijk als zuidelijk halfrond veranderd is gedurende de tweede helft van de 20ste eeuw, maar er blijft wel twijfel over de manier waarop deze gewijzigd is. De meningen zijn verdeeld over twee kampen. Als eerste hebben we een zeer interessant onderzoek van McCabe et al. (2001), die de verandering in de frequentie en intensiteit van de cyclonen in het noordelijk halfrond tijdens de winterperiodes in de tweede helft van de 20ste eeuw behandelt. Er wordt een duidelijke daling gevonden van de frequentie van de extratropische cyclonen, dus op gemiddelde breedtegraden, 6

12 Hoofdstuk 2. Literatuurstudie en een duidelijke stijging van de frequentie van tropische cyclonen, op de lage breedtegraden. De intensiteit van de stormen is zowel op hoge als gemiddelde breedtegraden gestegen. Uit verder onderzoek blijkt dat de verandering van de stormfrequenties samenhangt met de stijging van de temperatuur in deze winterperiodes. Dit ondersteunt de veronderstelling dat de global warming voor een poolwaartse verschuiving van de stormtrack zorgt. Andere studies suggereren dat de cyclonische activiteit in de gemiddelde breedtegraden juist is toegenomen in plaats van afgenomen gedurende de laatste 40 jaar. (IPCC, 2007a, Hoofdstuk 3.5.3, p.282) Men bekijkt hierbij de poolwaartse verschuiving van de stormtrack door middel van het poolwaarts turbulente warmtetransport. Er is een stijging vanaf 1980 in de hoeveelheid turbulente kinetische energie in het noordelijk halfrond, wat wijst op een stijging in het rendement van de omzetting van potentile naar kinetische energie in de atmosfeer. Meer turbulente kinetische energie wijst dus op meer stormen. Er wordt in het IPCC-rapport echter enkel op de stijging van het aantal extratropische stormen verdergegaan, de daling wordt achterwege gelaten. Deze stijging wordt gelinkt aan veranderingen in de atmosferische circulatiepatronen, meer specifiek de Noord Atlantische Oscillatie, wat een maatstaf is voor het verschil in luchtdruk tussen de depressie (lagedrukgebied) bij IJsland en het hogedrukgebied bij de Azoren. Obervaties van 1979 tot midden 1990 tonen een sterkere december tot februari circumpolaire westwaartse atmosferische circulatie in de troposfeer, dit samen met poolwaartse verplaatsingen van de straalstroom en een versterkte stormtrack activiteit. (IPCC, 2007a, FAQ 3.3, p.308) Hieronder in figuur 2.3 ziet u de samenvatting van het IPCC over extratropische stormen. De nadruk ligt nog steeds op een netto stijging van frequentie en intensiteit, maar wat met die andere studies waarin een daling geconcludeerd werd? Figuur 2.3: Verandering in extremen voor fenomenen, hier ingezoomd op extratropische stormen, over specifieke regio s en periodes, met graad van vertrouwen van de resultaten en de sectie waar meer informatie hierover te vinden is. (IPCC, 2007a, Tabel 3.8, p.315) 7

13 Hoofdstuk 2. Literatuurstudie 2.4 Klimaatverandering in België Het Koninklijk Meteorologisch Instituut (KMI) publiceerde begin 2009 het rapport Oog voor het klimaat, om zo op de vaakst gestelde vragen over klimaatverandering van het grote publiek een antwoord te bieden. Het interessante aan dit rapport is de specifieke focus op de evolutie van het klimaat in België. We bekijken nu de resultaten over de temperatuur en de stormen die we ook in deel 2.2 en 2.3 behandeld hebben. Temperatuur Figuur 2.4 geeft de evolutie van de gemiddelde jaartemperatuur tussen 1833 en 2007 in Ukkel. De paarse curve toont de jaarlijkse waarden en de donkere horizontale lijnen de gemiddelde waarden van de parameter tijdens de verschillende periodes wanneer hij relatief stabiel was rond de gemiddelde waarden. We zien dat er een globale opwarming is van ongeveer 2 C over de beschouwde periode. De stijging van de temperaturen is niet gelijkmatig gebeurd, zij deed zich voor in twee relatief abrupte etappen. Er is een eerste opwarming geweest in het begin van de 20ste eeuw en dan een tweede, van een gelijkaardige amplitude, tijdens de jaren In beide gevallen bedroeg de stijging ongeveer één graad. Figuur 2.4: Gemiddelde jaartemperatuur (in C), te Sint-Joost-ten-Node / Ukkel tijdens de periode (KMI, 2009, Figuur 1, p.7) 8

14 Hoofdstuk 2. Literatuurstudie Stormen De evolutie van de sterkte en de frequentie van de stormen in België, bekijken we aan de hand van de evolutie van de windsnelheid. Figuur 2.5 illustreert de evolutie van de jaarlijkse gemiddelde windsnelheid vanaf De analyse van deze gegevens duidt aan dat de gemiddelde windsnelheid in de streek van Brussel tot ongeveer 1960 relatief stabiel is gebleven, maar dat zij tot op heden op een relatief regelmatige wijze afneemt. Er werd immers tijdens de homogenisering van deze reeks niet met alle omgevingsfactoren rekening gehouden, waardoor deze gegevens een licht vertekend beeld geven. Na de vergelijking van deze gegevens met metingen op andere plaatsen in België werd besloten dat de vermindering van de windsnelheid vanaf het begin van de jaren 1980 plaatsvond. De daling tussen 1960 en 1980 heeft dus te maken met veranderende omgevingsfactoren in Ukkel. De ruwheid van de omgeving is gestegen in deze periode door urbanisatie, de stijging van gebouwen zorgde voor een vermindering van de gemiddelde windsnelheden. De vermindering van de windsnelheid bedraagt vanaf het begin van de jaren 1980 tot de recentere jaren ongeveer 10%. Hieruit kunnen we een eerste besluit trekken omtrent de stormen in ons land namelijk: de intensiteit van de stormen in ons land is niet toegenomen tijdens de laatste decennia, in het bijzonder niet tijdens de laatste 20 jaar. Laten we nu een stormdag definiëren als een dag tijdens dewelke de windstoten minstens de drempelwaarde van 70 km/h overschrijden. Figuur 2.6 toont de evolutie van het jaarlijks aantal stormdagen te Ukkel tijdens de periode Tijdens deze beschouwde periode bedraagt het gemiddelde van deze parameter 14 dagen. Er is vooral een hoge frequentie van het aantal stormdagen te zien rond de jaren 1947 en 1989 en lagere waarden tijdens de jaren 1960 en in het begin van de jaren Ook de meest recente jaren worden gekenmerkt door een relatief lage frequentie van het aantal stormdagen. Hieruit kunnen we besluiten dat de frequentie van de stormen niet gestegen is tijdens de laatste 20 jaar. 9

15 Hoofdstuk 2. Literatuurstudie Figuur 2.5: Jaarlijkse gemiddelde windsnelheid te Sint-Joost-ten-Node / Ukkel tijdens de periode (in m/s). (KMI, 2009, Figuur 17, p.20) Figuur 2.6: Jaarlijks aantal stormdagen (maximale windstoot hoger dan 70 km/h) te Ukkel tijdens de periode (KMI, 2009, Figuur 19, p.21) 10

16 Hoofdstuk 3 Theoretische beschrijving We bouwen nu een eigen redenering op omtrent de verandering van de frequentie van extratropische stormen in de 2de helft van de 20ste eeuw, aangezien hierover nog geen duidelijkheid bestaat. Eerst wordt de algemene circulatie besproken om een algemeen zicht te krijgen op de atmosfeer. Hierop volgt een uitwijding over de straalstroom waarbij op een wiskundige manier een oplossing voor ons probleem gezocht wordt. Daarna bekijken we het broeikaseffect en hoe dit in verband staat met de opwarming van de aarde. We stellen ons de vraag of er een verschil is in de opwarming aan de polen en de evenaar. Hieruit kunnen we dan een conclusie trekken voor ons probleem, deze conclusie sterken we aan met een wiskundige benadering. Voor de wiskundige benaderingen in dit hoofdstuk gebruiken we het boek An introduction to dynamic meteorology van Holton (1992). 3.1 Algemene circulatie in de atmosfeer Laten we beginnen bij de basis van alles: de zon geeft energie aan de aarde onder de vorm van straling. Een groot deel van deze straling wordt geabsorbeerd en zorgt ervoor dat de aarde opwarmt. De aarde zend onder de vorm van infrarood licht ook weer straling uit. Aangezien de aarde beschouwd mag worden als een zwart lichaam zal de energie van de ontvangen straling gelijk zijn aan deze van de uitgaande straling, waardoor er een energiebalans ontstaat tussen de zon en de aarde. Dit is echter in werkelijkheid niet het geval, wat op figuur 3.1 geïllustreerd wordt. De inkomende straling van de zon is op aarde niet overal even groot. Equatoriale en tropische gebieden ontvangen veel meer zonne-energie (omdat de zon daar loodrecht boven staat), dan de gebieden aan de gemiddelde breedtegraden en op de polen. Wanneer er ook nog rekening gehouden wordt met de straling die door de aarde weer uitgezonden wordt, blijkt dat de balans niet behouden is op de verschillende lengtegraden. 11

17 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.1: Op jaarbasis berekende energiebalans per lengtegraad. Bron: Center for Coastal Physical Oceanography (Old Dominion University) De tropen ontvangen meer warmtestraling dan de hoeveelheid die ze uitzenden, terwijl dit in de polaire gebieden juist omgekeerd is, zij zenden meer straling uit dan dat ze ontvangen. Hierdoor zou er een groot probleem ontstaan wanneer er geen warmte zou vervoerd worden van de tropen naar de polaire gebieden. De tropen zouden alsmaar warmer worden en de polen alsmaar kouder. Natuurlijk heeft de aarde hier wel degelijk een oplossing voor gevonden. Het transport van lucht in de atmosfeer en stromingen in de oceaan zorgen ervoor dat dit onevenwicht van warmte op aarde weggewerkt wordt. Ongeveer 60% van de warmteuitwisseling tussen de tropen en de polen wordt gedreven door de atmosferische circulatie en ongeveer 40% door stromingen in de oceanen, wat we nu niet verder zullen behandelen. In de 18de eeuw heeft George Hadley als eerste een vereenvoudigd model van de atmosferische circulatie opgesteld. Dit is een ééncellig circulatie model, figuur 3.2, waarbij de Hadley cel zorgt voor het transport van de evenaar naar de polen. Hierbij zal er aan de evenaar opstijgende lucht zijn en aan de pool dalende lucht. Aan het aardoppervlak is er een luchtstroming rechtstreeks van pool naar evenaar en in de bovenlucht een luchtbeweging van evenaar naar pool. Hier werden echter een aantal vereenvoudigen aangenomen zoals geen rotatie van de aarde, een volledige bedekking van het aardoppervlak met water en een vaste stand van de zon ten opzichte van de evenaar. Aangezien de aarde draait, de as licht gekanteld is en dat er meer land is in het noordelijk dan in het zuidelijk halfrond, is de echte globale luchtcirculatie natuurlijk een pak ingewikkelder. In plaats van een ééncellige circulatie bevat het echte globale model drie circulatiecellen in elk halfrond, dit is te zien in figuur 3.3. Bekijken we nu nog enkel de cellen op het noordelijk halfrond. De drie cellen zijn gekend als de Hadley cel (tussen 0 en 30 NB), 12

18 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.2: Algemene circulatie van de lucht in de atmosfeer in een ééncellig circulatiemodel. (Ahrens, 2009, Figuur 10.1, p.261) de Ferrel cel (tussen 30 en 60 NB) en de polaire cel (tussen 60 en 90 NB). Deze circulatiecellen geven aan wat de dominante windrichting zowel in de bovenlucht als aan de grond (noord of zuid) is op een bepaalde breedtegraad en bepalen ook in welke zones meestal hoge- of lagedrukgebieden liggen. De Hadley cel wordt als volgt gevormd: aan de evenaar ontstaat er zoals in het ééncellig model een opgaande luchtstroom tot aan de tropopauze (de overgang tussen de troposfeer en hoger gelegen stratosfeer) die werkt als een soort barrire, daardoor buigt de stroming af en gaat hij richting de polen. Bij de 30 e breedtegraad daalt de lucht weer om vervolgens over het aardoppervlak terug te stromen naar de evenaar. Door de dalende luchtstromen op de 30 e breedtegraad liggen daar de woestijnen, omdat dalende lucht weinig vocht bevat en een hogedrukgebied veroorzaakt. Bij de polaire cel aan de noordpool stroomt er koude lucht over het aardoppervlak naar de 60 e breedtegraad, hier stijgt de lucht op en keert hoger in de atmosfeer terug naar de polen. Bij de 60 e breedtegraad ontstaan vaak depressies, omdat opstijgende lucht lagedrukgebieden veroorzaakt en vocht moet verliezen. De polaire cel en de Hadleycel zijn het gevolg van temperatuurverschillen waardoor er een convectie van lucht teweeg gebracht wordt. De Ferrelcel ertussenin is dan ook een direct gevolg van de andere twee cellen en daarom een secundair verschijnsel. Deze cellen zorgen ervoor dat zowel aan de evenaar als op de 60 e breedtegraad vooral lagedrukgebieden aanwezig zijn, en aan de polen en op de 30 e breedtegraad vooral hogedrukgebieden ontstaan. De cellen bepalen ook de dominante windrichtingen maar deze winden worden afgebogen door het 13

19 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.3: De gedealiseerde wind en oppervlakte druk distributie over een volledig met water bedekte aarde. (Ahrens, 2009, Figuur 10.2, p.261) corioliseffect dat onstaat door de rotatie van de aarde. Bij het bekijken van de winden aan de grond in het noordelijk halfrond is er te zien dat er op de gematigde breedten zich een zone met westenwinden bevindt. Bij de evenaar vind je de noordoostpassaat en aan de poolzijde van de gordels met westenwinden is de wind eveneens oostelijk. Maar ook de winden op grote hoogten worden afgebogen en op sommige plaatsen worden deze extra versterkt waardoor er zeer sterke winden onstaan,straalstromen genoemd. 3.2 De straalstroom Een straalstroom kan worden voorgesteld als een ovaal lint met een breedte van 200 tot 800 kilometer en een dikte van circa 6 kilometer. De kern bevindt zich in een gebied waar de zogenoemde tropopauze een onderbreking vertoont, dit is meestal op een hoogte tussen de 10 en 15 km boven het aardoppervlak. Hierdoor is de straalstroom goed zichtbaar op hoogtekaarten van 300 hpa. In de kern van de straalstroom worden meestal windsnelheden gehaald tot 100 knopen, en heel uitzonderlijk tot 200 knopen. In figuur 3.4 is te zien dat er 2 straalstromen van west naar oost zijn in het noordelijk halfrond, dit op de beide plaatsen waar de tropopauze onderbroken wordt. De straalstroom op de 30 e breedtegraad op ongeveer 13 km hoogte wordt de subtropische straalstroom genoemd. De andere op de 60 e breedtegraad op ongeveer 10 km hoogte wordt de polaire straalstroom of straalstroom op gematigde breedte genoemd. We zullen nu verder de aandacht vestigen op de polaire straalstroom, deze trekt over Amerika, Europa, Rusland en Siberië waardoor hij dus ook van groot belang is in West-Europa. 14

20 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.4: Gemiddelde positie van de polaire straalstroom en de subtropische straalstroom, dit geldig voor het circulatiemodel in de winter. Beide straalstromen gaan van west naar oost. (Ahrens, 2009, Figuur 10.9, p.268) Wat is de oorzaak nu eigenlijk van het ontstaan van de polaire straalstroom? De oorzaak voor het bestaan van de polaire straalstroom is een grote temperatuurs- en drukverandering aan de grond op de plaats waar hij gevormd wordt. Zoals in figuur 3.3 te zien is, is er op 60 NB een polair front dat een grens vormt tussen de koude polaire lucht van het noorden en de warme subtropische lucht van het zuiden. Hierdoor is er aan dit front een zeer groot temperatuursverschil in de lucht. Met deze sterke verandering in temperatuur hangt ook een grote verandering in druk samen. Er komt een stroming op gang van de warme naar de koude lucht om het verschil te verminderen, er wordt dus een geostrofische wind gevormd. Door deze grote temperatuurgradiënt is er een verandering van de geostrofische wind met de hoogte, deze verandering wordt als thermische wind gedefinieerd. Deze term is nogal ongelukkig gekozen aangezien de thermische wind geen wind in eigenlijke zin is, maar een windgradiënt. De geostrofische wind zal op grote hoogte zeer sterk worden, dit zullen we later in sectie wiskundig aantonen. De straalstroom wordt dikwijls voorgesteld als een cirkelvormige stroom rond de aarde, maar deze ideale cirkelvorm wordt echter nooit bereikt, te zien op figuur 3.5. De polaire straalstroom ontmoet op zijn weg verscheidene obstakels, waardoor typische zigzaggen ontstaan. In de winter is het temperatuurverschil tussen de evenaar en de polen het grootst waardoor dan de meest krachtige wind ontstaat, en waardoor er gewoonlijk maar drie zigzaggen zijn. In de zomer is er de neiging tot meer golven. Deze meanders worden Rossby golven genoemd, ze bewegen mee oostwaarts maar aan een lagere snelheid dan de wind in de straalstroom. In deze grote golven komen ook nog kortere golven voor die beter gekend zijn als de shortwaves. 15

21 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Deze shortwaves bewegen met een grote snelheid langs de Rossby golven, ze zijn van essentieel belang voor het weer aan het aardoppervlak: zij bepalen de vorming van lage- en hogedrukgebieden aan het aardoppervlak in de gematigde zones. Figuur 3.5: De positie van beide straalstromen in de winter in het noordelijk halfrond. (Ahrens, 2009, Figuur 10.10, p.268) Invloed op het weer Hoe gaat deze vorming van hoge- en lagedrukgebieden met de hulp van de straalstroom nu in zijn werk? Shortwaves op sommige plaatsen in de straalstroom, liggen aan de basis van deze vorming. Deze storingen in de stroom worden ook wel eens barocliene instabiliteiten genoemd. Er zal door een storing een kern met maximale snelheid gevormd worden in de trog van de stroom, waar de drukgradiënt het hoogst is. Deze kromming van de straalstroom gekoppeld aan de veranderde windsnelheden rond de kern met maximale windsnelheid zal ervoor zorgen dat er een gebied van convergentie en divergentie ontstaat in de straalstroom. Het gebied van divergerende lucht zorgt ervoor dat er een opwaartse stroming van lucht ontstaat, waardoor de lagedruk systemen (ook wel depressie genoemd) als het ware extra geholpen worden en er dus makkelijker cyclonen gevormd worden. Hiermee samenhangend zullen deze cyclonen aan het oppervlak ook hetzelfde pad als de straalstroom volgen. In figuur 3.6 is de vorming van een baroclien cycloon te zien, met isobaren op verschillende drukniveaus. Figuur 3.7 toont nog specifieker de invloed van de straalstroom op de vorming. We zien ook het omgekeerde, namelijk dat de convergentie in de straalstroom ervoor zorgt dat lucht daalt en hierdoor een hogedrukgebied gestimuleerd wordt. 16

22 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.6: Schematische voorstelling van de ontwikkeling van een barocliene golf in de drie stadia van ontwikkeling. De dikke doorlopende lijnen zijn 500 mbar contouren, de dunne doorlopende lijnen de 1000 mbar contouren en de stippelijnen de mbar dikte. (Holton, 1992, Figuur 6.5, p.148) Figuur 3.7: De invloed van de straalstroom op de vorming van cyclonen en anticyclonen. (Ahrens, 2009, Figuur 12.10, p. 323) Door deze storingen is de polaire straalstroom voor West-Europa de drijvende kracht voor het weer. Hij vormt als het ware een glijbaan waarlangs depressies worden meegevoerd. De straalstroom verschuift meer naar het noorden of zuiden tijdens het jaar. Laten we nu naar België kijken en welke invloed de straalstroom heeft op ons weer. In de zomer loopt de straalstroom gewoonlijk ten noorden van ons land, waardoor we ons in een aanvoer van zachtere lucht bevinden en het weer vrij stabiel is. In de winter volgt de straalstroom meestal een zuidelijkere koers, hierdoor bevinden we ons in een koude luchtmassa en is er meestal vrij slecht weer met vele depressies. 17

23 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Natuurlijk bestaat er ook het geval dat de straalstroom zich boven België bevindt, dan krijgen we zeer wisselvallig en winderig weer, we krijgen te kampen met vele regenperiodes na elkaar. Het meanderen van de straalstroom kan zo sterk zijn dat er een zogenaamde blokkade ontstaat, de circulatie wordt tegengehouden wat grote afwijkingen in het weer veroorzaakt. In de zomer kan zo een stationair hogedrukgebied boven Oost-Europa ontstaan, met voor ons land warme wind uit het oosten en wekenlang mooi weer. Gebeurt zoiets in de winter, dan is er een langdurige periode van strenge tot soms zeer strenge vorst. Laten we nu de koude winter van in België van naderbij bekijken en de invloed van de straalstroom hierbij. De luchtdruk boven IJsland was tijdens de wintermaanden ongewoon hoog, dit blokkerend hogedrukgebied zorgde ervoor dat vanaf half december de polaire straalstroom een zeer zuidelijke ligging had ten opzichte van België. Hij was zelfs geregeld boven de Sahara terug te vinden wat betekent dat een groot deel van het Europese continent meestal in koude lucht vertoefde. Hierdoor werden ook de storingen, die zachte lucht in zich meedragen, afgeleid naar het zuiden. De sterke, meestal west-oost-gerichte stroming ter hoogte van de straalstroom die normaal gesproken in de winter zich dwars over Europa laat zien, ontbrak nu boven het continent, waardoor de verzachte invloed van het oceaanwater zeer klein was en soms totaal afwezig. Een illustratie van deze toestand is te zien op de weerkaart in figuur 3.8. Dit is een 500 hpa hoogtekaart van 03 januari Wiskundige benadering Het is ondertussen al duidelijk geworden dat de polaire straalstroom invloed heeft op de vorming van stormen in de gematigde breedten. Hij zorgt ervoor dat de vorming gestimuleerd wordt waardoor er dus een hogere frequentie aan stormen zal ontstaan wanneer de wind in de straalstroom sterker wordt. Laten we nu wiskundig bekijken wat de invloed is van de temperatuurgradiënt tussen de polen en de evenaar op de sterkte van de straaltroom. Hierbij wordt gebruikt gemaakt van het hoofdstuk 3.4 The Thermal Wind uit Holton (1992). Onze atmosfeer wordt als een barocliene atmosfeer beschouwd, waarbij de dichtheid kan beschreven worden als functie van druk en temperatuur. Wind op grote hoogten, zoals bij de straalstroom het geval is, ondervindt geen wrijvingskracht met de aarde waardoor deze als een geostrofische wind kan benaderd worden. De grootte van de geostrofische wind wordt bepaald door de drukgradiënt en de richting is parallel aan de isobaren. 18

24 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.8: De grootschalige drukverdeling betekent voor Europa langdurig winterweer. De straalstroom is door een blokkerend hogedrukgebied op de Oceaan ver naar het zuiden verschoven, Europa blijft daardoor in een koude luchtstroming. Bron: WeerDirect De geostrofische wind V g kan als volgt geschreven worden in isobarische coördinaten in een barocliene atmosfeer: f V g = k p Φ (3.1) hierbij is f de Coriolis parameter, k de verticale eenheidsvector, Φ de geopotentiaal en de p duidt een gradiënt aan op een vlak met constante druk. Nu blijkt dat bij de aanwezigheid van een horizontale temperatuurgradiënt in een barocliene atmosfeer, wat het geval is tussen de polen en de evenaar, de geostrofische wind zal veranderen met de hoogte. Aan de basis hiervan ligt de barocliniteit van de atmosfeer. De horizontale temperatuurgradiënt zorgt ervoor dat de dikte van de gaslagen tussen isobarische oppervlakken niet overal gelijk is, de dikte zal groter worden naarmate de temperatuur stijgt aangezien de dichtheid daalt. Dit is makkelijk in te zien met behulp van de ideale gaswet: p = ρ R T. Dit wordt ook nog eens geïllustreerd op figuur 3.9. Als gevolg van de uitzetting van de lucht is er nu een stijgende helling te zien bij een vlak met constante druk. Wanneer nu verschillende lagen met constante druk op verschillende hoogte bekeken worden, blijkt dat de helling van de lagen groter te worden met de hoogte. Dit heeft eveneens een invloed 19

25 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.9: De verticale verandering van de geostrofische wind in een barocliene atmosfeer bij een horizontale temperatuurgradiënt. Het blauwe gedeelte van de oppervlakte duidt een koud gebied aan terwijl het oranje gedeelte een warm gebied aanduidt. Bron: Wikipedia op de grootte van de geostrofische wind, deze neemt toe met de hoogte (en dus ook met verandering van druk). Het verschil in geostrofische wind tussen twee drukvlakken wordt de thermische wind genoemd. Deze term is nogal ongelukkig gekozen aangezien de thermische wind geen wind in eigenlijke zin is, maar een windgradiënt. De wiskundige afleiding voor de thermische wind ziet er als volgt uit: We vertrekken van de geostrofische wind, vergelijking 3.1. Deze differentiëren we naar p, waardoor volgende vergelijking bekomen wordt: f V g p = k p ( ) Φ p (3.2) Voor de factor Φ p gebruiken we de formule van hydrostatisch evenwicht: Φ p = RT p (3.3) hierbij is gebruik gemaakt van de ideale gaswet. Samenbrengen van 3.3 en 3.2 levert nu: p V g p = V g ln p = R f k p T (3.4) 20

26 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Deze uitdrukking wordt geïntegreerd van p 0 naar p 1, met p 0 > p 1, wat de uitdrukking voor de thermische wind V T oplevert: V T V g (p 1 ) V g (p 0 ) = R f p1 p 0 (k p T ) d ln p (3.5) Zowel uit 3.4 als 3.5 is duidelijk de thermische wind afhankelijk is van de horizontale temperatuurgradiënt. Wanneer we de verandering van de de horizontale temperatuurgradiënt tussen de polen en de evenaar kennen, kennen we dus ook de verandering van de thermische wind. Is de temperatuurgradiënt gestegen in een bepaalde periode, dan is ook de thermische wind toegenomen. Hoe groter de thermische wind is, hoe groter de wind in hogere lagen zal zijn, waardoor dus ook de sterkte van de polaire straalstroom wordt beïnvloed. Een sterkere straalstroom zorgt er op zijn beurt voor dat de vorming van extratropische stormen extra gestimuleerd wordt, waardoor de frequentie van de stormen zal toenemen. Ook het omgekeerde is geldig, bij een daling van de temperatuurgradiënt wordt de thermische wind kleiner en zal de frequentie van extratropische stormen afnemen. 3.3 De horizontale temperatuurgradiënt Uit vorig deel blijkt dat de horizontale temperatuurgradiënt tussen de polen en de evenaar een belangrijke parameter is om de evolutie van de frequentie van extratropische stormen te begrijpen. In dit hoofdstuk zullen we kijken hoe deze parameter gedurende de 2de helft van de 20ste eeuw geëvolueerd is. Is deze gestegen of gedaald? Observaties hebben aangetoond dat de temperatuur op aarde is gestegen in de 20ste eeuw. De stijging van de hoeveelheid broeikasgassen in de atmosfeer wordt dikwijls aangeduid als één van de oorzaken die deze stijging heeft gevoed. Maar wat is dat broeikaseffect nu eigenlijk en welke rol hebben de broeikasgassen? Het broeikaseffect In het begin van dit hoofdstuk bekeken we de energiebalans tussen de zon en de aarde, hierbij werd de atmosfeer niet vermeld omdat deze samen met de aarde in de beschouwing genomen werd. Stel nu dat er geen atmosfeer was, dan zou de inkomende straling van de zon gelijk zijn aan de uitgaande straling van de aarde, waardoor een stralingsevenwicht ontstaat dat op volgende manier kan uitgedrukt worden: S 0 πr 2 e (1 α e ) = 4πR 2 eσ T 4 e (3.6) 21

27 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving met S 0 = 1368W/m 2 de zonnestraling, α e = 0, 3 het gemiddelde albedo van de aarde en T e de effectieve temperatuur van de aarde. Dit zou dus een temperatuur T e van ongeveer 255K (-18 C) geven op aarde, dit is in werkelijkheid natuurlijk niet het geval. De werkelijke gemiddelde temperatuur op aarde is 288K (15 C) en hier heeft de atmosfeer alles mee te maken. De atmosfeer bevat verschillende gassen die selectief straling absorberen. Hierdoor laat de atmosfeer het meeste zichtbare licht van de zon door die langs boven invalt, maar hij absorbeert wel infrarode straling van de aarde die onderaan invalt. Deze kan dus niet ontsnappen naar de ruimte, waardoor er een bepaalde hoeveelheid energie dicht bij de aarde blijft, zodat de temperatuur stijgt. De atmosfeer is als het ware een beschermlaag voor onze aarde. Deze invloed van de atmosfeer op het stralingsevenwicht wordt het broeikaseffect genoemd. Het is een Zweedse wetenschapper Svante Arrhenius ( ) die de uitvinder van het broeikaseffect mag genoemd worden. In februari 1896 bracht hij hiervan een eerste publicatie uit, waarbij hij het broeikaseffect als volgt definieerde: If the quantity of carbonic acid increases in geometric progression, the augmentation of the temperature will increase nearly in arithmetic progression. Wat in formulevorm als volgt kan geschreven worden: T = α ln C C 0 (3.7) hierbij is T een verschil in temperatuur tussen twee verschillende momenten waarbij de concentratie CO 2 van C 0 naar C gegaan is. Hij hield echter enkel rekening met CO 2, er zijn ook nog andere gassen in de atmosfeer die voor het absorberen van infrarode straling zorgen. Deze worden de broeikasgassen genoemd. De belangrijkste broeikasgassen zijn waterdamp (H 2 O), koolstofdioxide (CO 2 ), methaan (CH 4 ), Chloorfluorkoolstofverbindingen (CFC s) en ozon (O 3 ) (dat zich vooral in de stratosfeer bevindt). Zowel H 2 O als CO 2 absorberen infrarood licht zeer goed en zichtbaar licht, met een kortere golflengte, zeer slecht. Door het absorberen van infrarode straling krijgen deze gassen meer kinetische energie, door botsingen dragen ze deze kinetische energie over aan andere gasmoleculen zoals O 2 en N 2, die geen absorberend effect hebben in de atmosfeer. De botsingen zorgen er dus voor dat de gemiddelde kinetische energie gestegen is in de lucht, waardoor de temperatuur ook gestegen is. Waterdamp en CO 2 zenden echter ook weer infrarood licht uit waardoor er als het ware een isolerende laag ontstaat rond de aarde, die een deel van 22

28 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving het infrarode licht tegenhoudt. In onderstaande figuur is een overzicht te zien van de broeikasgassen en welke straling ze elk absorberen, bovenaan de figuur 3.10 is te zien dat er maar een zeer kleine hoeveelheid zichtbaar licht (tussen 0,4 en 0,7 micron) geabsorbeerd wordt door de atmosfeer, de intensiteit is nog steeds groot. Het grootste deel van het infrarood licht van de aarde (tussen 0,7 en 30 micron) wordt echter wel geabsorbeerd door de atmosfeer. Figuur 3.10: Het absorptiespectrum van de broeikasgassen. Waterdamp en CO 2 zijn duidelijk de gassen die het meeste infrarode licht absorberen. (Hoffman & Simmons, 2008) Opvallend op de figuur is een gebied, tussen 8 en 11 µm, waarbij het infrarood licht niet geabsorbeerd is, dit wordt het atmosferische venster genoemd. Dit is echter niet altijd aanwezig, aangezien er wolken zijn met zo kleine druppeltjes die ervoor zorgen dat ook dit deel van het infrarode licht geabsorbeerd wordt. Ook zorgen wolken voor een omgekeerd effect, zo zenden wolken extra infrarode straling uit zowel naar de ruimte als naar de aarde. Bekijken we nu de straling met lange golflengte. Dus de infrarode straling. Op onderstaande figuur 3.11 is een grafiek te zien van de hoeveelheid infra- 23

29 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving rode straling uitgestraald aan de top van de atmosfeer (TOA) en deze aan het aardoppervlak (SRF), uitgedrukt in flux. Dit is op een bewolkte dag, waardoor ook H 2 O (in de vorm van waterdruppels) zorgt voor een emissie en absorptie in het atmosferisch venster. Figuur 3.11: De emissieflux van straling met grote golflengte (IR) aan het aardoppervlak (blauw) en aan de top van de atmosfeer. (Kiehl & Trenberth, 1997) Maar wat is nu de bijdrage van de verschillende broeikasgassen in de absorptie van deze infrarode straling? In volgende figuur 3.12 is te zien hoe de infrarode absorptie procentueel daalt bij het verwijderen van één bepaald broeikasgas uit de atmosfeer, terwijl de hoeveelheid van alle andere broeikasgassen gelijk blijft. Wanneer al de waterdamp uit de atmosfeer wordt gehaald, daalt de infrarood absorptie met 36%. Bij het omgekeerde (het weghalen van alle broeikasgassen en ook alle wolken waardoor enkel waterdamp overblijft) daalt de absorptie van infrarode straling met 34%. Dit is mogelijk door de overlappingen die gebeuren bij het absorberen van de straling, sommige golflengtes van het infrarode licht worden zowel door waterdamp als CO 2 geabsorbeerd, deze overlappingen zijn duidelijk te zien op figuur Wanneer waterdamp wordt verwijderd, zorgt CO 2 ervoor dat de straling wordt geabsorbeerd in het overlappingsgebied. Omgekeerd als CO 2 wordt verwijderd uit de atmosfeer, zorgt waterdamp ervoor dat dezelfde straling ook geabsorbeerd wordt. Bij het weghalen van alle broeikasgassen buiten waterdamp, blijft er nog een absorptie van 66% van de normale hoeveelheid infrarode straling geabsorbeerd door de atmosfeer over. Wanneer nu alle broeikasgassen weggehaald 24

30 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.12: Bijdrage tot het broeikaseffect van de verschillende broeikasgassen. Bron: realclimate.org worden buiten CO 2, dan blijft er slecht 26% over van de hoeveelheid die normaal geabsorbeerd wordt. Het is dus duidelijk dat waterdamp belangerijker is dan koolstofdioxide in het broeikaseffect. Maar de bijdrage van CO 2 kan wel niet verwaarloosd worden. Laten we nu de temperatuurstijging in verband brengen met de stijging van de hoeveelheid CO 2 in de atmosfeer. Als beginpunt van de hoeveelheid CO 2 in de atmosfeer wordt 280 ppm (parts per million) genomen, aangezien CO 2 gedurende een zeer lange periode deze stabiele waarde kende. Dit wordt ook wel eens de preïndustriële waarde genoemd. De stijging van de hoeveelheid CO 2 in de atmosfeer in de 2de helft van de 20ste eeuw is te zien in figuur Figuur 3.13: Stijging van de concentratie CO 2 in de atmosfeer uitgedrukt in parts per million. Bron: NOAA Dikwijls worden fouten gemaakt in het verband tussen temperatuur en hoeveelheid CO 2, en wordt gewoon een lineair verband gebruikt waardoor de 25

31 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving temperatuurstijging veel te hoog uitkomt. Er moet in de berekening echter gebruik gemaakt worden van formule 3.7: T = α ln C C 0. Waarom is deze formule geldig? Er zijn twee factoren die meespelen, namelijk bandsaturatie en spectrale overlap. Bandsaturatie staat in verband met de hoeveelheid straling die al geabsorbeerd is op specifieke golflengten. Als de absorptie van een bepaalde golflengte bijna 100% is, zal een stijging of zelfs verdubbeling van de hoeveelheid CO 2 nog weinig effect hebben. De tweede limiterende factor, namelijk spectrale overlap, staat in verband met de overlap van het absorptiegebeid van bepaalde broeikasgassen, wat hiervoor al aangehaald werd. Bekijken we met deze formule in het achterhoofd nu wat het effect zou zijn van een verdubbeling de hoeveelheid CO 2, bekeken vanaf de waarde 280 ppm. Berekenen we eerst de constante α aan de hand van de nu gekende waarden, aangezien de begintemperatuur bij 280 ppm nogal moeilijk te schatten is. De gemiddelde concentratie van CO 2 was in ppm en in ,40 ppm (Mauna Loa Observatory) en de temperatuur in deze periode is met 0,57 C gestegen. De constante kan dus als volgt berekend worden: T = α ln C C ( 0 ) 369, 4 0, 57 = α ln 295 α = 1, 93 Een verdubbeling van de concentratie van 280 ppm naar 560 ppm zou dus volgende temperatuurstijging veroorzaken: T = 1, 93 ln 2 T = 1, 34 C Dus de stijging van de temperatuur bij de verdubbeling van de concentratie CO 2 van de preïndustriële waarde 280 ppm is gelijk aan 1,34 C of door het lineaire verband tussen C en K natuurlijk ook 1,34 K. Nu blijkt dat de concentratie CO 2 in de atmosfeer de anderhalve eeuw gestegen is van de preïndustriële 280 ppm tot 387,35 ppm (wat de gemiddelde concentratie was in 2009). In deze zelfde periode is de globale gemiddelde temperatuur gestegen met 0,62 C. Dus als de concentratie van CO 2 naar een verdubbeling tot 560 ppm zou gaan, betekent dit dat de gemiddelde temperatuur op aarde maar 0,72 C warmer wordt. Hierin is dus duidelijk te zien dat de invloed van CO 2 op de temperatuur minder wordt naarmate de concentratie stijgt. In figuur 3.14 wordt dit nog eens visueel voorgesteld. We bekeken de temperatuurstijging bij stijging van de concentratie CO 2, er moet echter ook nog met andere broeikasgassen rekening gehouden worden. 26

32 Hoofdstuk 3. Theoretische beschrijving Figuur 3.14: Grafiek T = 1, 93 ln 2 Het is eigenlijk beter om naar het belangrijkste broeikasgas in de atmosfeer, namelijk waterdamp, te kijken, om een juiste kijk op de opwarming te krijgen. We zagen al dat waterdamp zorgt voor de meeste absorptie van infrarode straling, er is ook nog een tweede reden waarom waterdamp als broeikasgas met het meeste effect mag aangeduid worden: waterdamp heeft namelijk ook nog eens een versterkend effect op het broeikaseffect. Deze versterking gebeurt op de volgende wijze. Door een stijging van de temperatuur zal er meer water verdampen van de oceanen, waardoor de hoeveelheid waterdamp dus ook stijgt. Deze grotere hoeveelheid waterdamp zorgt op zijn beurt voor meer absorptie van infrarode straling en een grotere stijging van de temperatuur. Dit wordt de positieve feedback genoemd van waterdamp, dit mag ook als het natuurlijk broeikaseffect gezien worden aangezien hier geen menselijk factoren in spelen. Opnieuw kunnen we de invloed van dit broeikasgas op de temperatuurstijging bekijken en dit met dezelfde formule van bovengaande redenering met CO 2. Er is dus opnieuw een logaritmisch verband tussen de concentratie van het broeikasgas en de temperatuurstijging. We kunnen dankzij de redenering met CO 2 meteen inzien dat bij een grote concentratie waterdamp de invloed bij een verhoging van de concentratie minder effect zal hebben op de temperatuur, dan bij een kleine concentratie. Laten we nu kijken naar de hoeveelheid van ons belangrijkste broeikasgas waterdamp in de atmosfeer. We doen dit in het bijzonder aan de evenaar en de polen, om zo het verschil in de opwarming van beide te kunnen ontdekken. Figuur 3.15 toont een foto van de gemiddelde hoeveelheid waterdamp in de atmosfeer. Het is opvallend dat er minder waterdamp is aan de polen dan aan de evenaar, vooral in de noordpool is de concentratie waterdamp zeer 27