KØBENH AV NS UNIVERSITET Drivhusgassernerne fra skrevet af Philipp von Hessberg & Ole John Nielsen, (v 1.2, 14. 7. 2009) Drivhusgasser i jordens atmosfære varmer jorden op. Menneskelig aktivitet har ført til forøgede koncentrationer af en række forskellige drivhusgasser, med som den vigtigste og signifikante bidrag fra CH 4 (methan), N 2 O (lattergas), troposfærisk O 3 (ozon) og CFCer (halocarboner). Hovedårsagen til den menneskeskabte stigning i koncentrationen i atmosfæren er afbrændingen af kul, olie og gas der har fundet sted siden begyndelsen af den industrielle revolution. Denne artikel indeholder en indføring i, hvad drivhusgasser er og hvordan de virker, samt en præsentation af de menneskeskabte drivhusgasser:, methan, troposfærisk ozon, lattergas og halocarboner. Vi står overfor potentialt katastrofale klimaændringer i perioden indtil år 2100 og i flere hundrede år fremover. I Europa vil en normal sommer i 2100 muligvis blive lige så varm som sommeren i 2003, da 50 000 mennesker døde som følge af en hedebølge 2. Vandstanden i verdenshavene vil stige og true mange tætbefolkede områder 3. Mange arter vil uddø 4,5 f.eks. vil isbjørnen sandsynligvis få store problemer med at overleve når havisen smelter totalt i Nordpolarhavet 6. Skiferien i Alperne vil sandsynligvis være en saga blot. Store dele af jordens befolkning vil få store vanskeligheder med at skaffe drikkevand året rundt, når gletscherne forsvinder. Kilder Kildehenvisninger med hævet skrift. F.eks.: 1 Til denne artikel er IPCCs Fourth Assesment Report (2007) hovedkilden (se www.ipcc.ch) Den globale gennemsnitstemperatur er allerede idag højere end den har været nogensinde i løbet af de sidste tusind år. Dette er sandsynligvis kun begyndelsen af en meget dramatisk opvarmning af hele jordkloden. FNs klimpanel IPCC har ud fra en række scenarier og klimamodelberegninger skønnet at temperaturen vil stige med yderligere 1.1 til 6.4 C indtil år 2100 alt efter hvordan koncentrationen af drivhusgasserne i atmosfæren udvikler sig (se Figur 1). Den stigende koncentration af drivhusgasser er hovedansvarlig for den opvarmning vi allerede har set de sidste hundrede år og for den opvarmning der er i vente fremover. Temperaturafvigelse( C) 6 4 2 2008 IPCC Intergovernmental Panel on Climate Change (en.). Dansk: FNs klimapanel. IPCC blev etableret I 1988 af FN. Det er et panel af klimaforskere der udgiver rapporter om den nyeste viden indenfor klimavidenskaben. Den seneste store rapport fra IPCC er Fourth Assesment Report fra 2007. 0 1000 1200 1400 1600 1800 1950 2100 År Figur 1. Udviklingen af den globale gennemsnitstemperatur. Den stiplede blå linie viser et bedste bud på de sidste 1000 års temperatur (lyseblåt: usikkerhed) 7. Data fra 1850 til 2008 fra direkte målinger (sort) 8. Den røde trekant viser IPCCs temperaturprognoser indtil år 2100 9.
varmestråling Varmestråling er en energiform. Alle legemer udsender elektromagnetisk stråling som kaldes varmestråling afhængigt af legemets temperatur. Varmere legemer udsender mere varmsetråling end koldere. Hvordan virker drivhusgasser? Jordens overfladetemperatur bestemmes i store træk af en energibalance mellem indkommende solstråling og varmestråling der forlader jorden mod det ydre rum. Drivhusgasmolekylerne i jordens atmosfære optager noget af den varmestrålingsenergi der afstråles fra jorden mod rummet og sender den tilbage mod jordoverfladen. Sådan holder drivhusgasserne på jordens varme lidt som en tehætte holder på varmen af en tepotte (se Figur 2). CH 4 Figur 2. Jordens drivhusgasser holder på varmen lidt som en tehætte holder på varmen af en tekande. Drivhusgasserne i jordens atmosfære er illustreret som to stiplede blå linier omkring jorden. Varmestrålingen, der forlader jorden, er vist som røde pile ligesom dele af denne varmestrålingsenergi der bliver sendt tilbage mod jorden af drivhusgasserne. Solens stråling er vist som gule pile. absorbere Optage. F.eks. kan et vandmolekyle absorbere en varmestråling. Dvs. energien af varmestråling derefter forefindes som svingningsenergi i molekylet. Gennemsnitstemperaturen af jordens overflade er idag ca. 14.7 C; uden drivhusgasser ville den være 6 C. Hvis der hverken var drivhusgasser eller skyer, ville temperaturen være så lav som 18 C i gennemsnit! Skyers betydning for klimaet er dog et helt kapitel for sig som ligger udenfor denne tekst. Noget af den varmestråling, der forlader jordens overflade mod det ydre rum, møder drivhusgasmolekyler undervejs. Hvis varmestrålingen har en passende bølgelængde kan det absorberes af et drivhusgasmolekyle; efter et kort stykke tid vil molekylet atter afgive den samme mængde varmestråling i en vilkårlig retning (se boks). Molekylers absorption og genudsendelse af varmestråling Drivhusgasserne absorberer varmestråling, der udsendes af jordens overflade. Efter absorption af en pakke varmestråling (en foton), har drivhusgasmolekylet mere svingningsenergi. Denne svningningsenergi vil så genudsendes i form af en foton varmestråling i en vilkårlig retning i rummet (se figuren nedenfor). Dette medfører at en del af den energi, der forlader jordens overflade i form af varmestråling, bliver sendt tilbage til jordens overflade af drivhusgasserne med en opvarmning af jorden til følge. Figur: Et molekyle absorberer varmestråling (1), har ekstra vibrationsenergi (2) og endeligt genudsender varmestråling (3) varmestråling varmestråling 1. Molekylet absorberer energi i form af varmestråling 2. Molekylet har nu ekstra vibrationsenergi 3. Molekylet afgiver energi i form af varmestråling Drivhusgasserne fra 2
Jordens atmosfære består primært af gasserne kvælstof N 2 (78 %) og ilt O 2 (21 %), hvorimod drivhusgasserne kun udgør en meget lille volumenandel. udgør nu (2008) f.eks. ca. 0.038%, men betydningen af denne lille mængde er stor og i vækst! Ilt og kvælstof kan ikke absorbere varmestråling i modsætning til drivhusgasserne; det skyldes at kvælstof og iltmolekylerne har en permanent symmetrisk ladningsfordeling. Drivhusgasserne har ikke nogen permanent symmetrisk ladningsfordeling og kan derfor absorbere og udsende varmestråling. Elektrisk felt Elektriske ladninger påvirker hinanden. Denne påvirkning beskrives med eller gennem et elektrisk felt. Den elektriske feltstyrke er størrelsen af kraften på en lille punktladning placeret i det elektriske felt. Molekyler med usymmetrisk ladningsfordeling absorberer varmestråling Et drivhusgasmolekyles evne til at absorbere varmestråling skyldes en ubalanceret (usymmentrisk) fordeling af positive og negative elektriske ladninger mellem molekylets atomer. Forskellige atomer har forskellig evne til at trække på ladning. F.eks. har ilt (O) en større tiltrækning på negative ladninger end brint (H) og kulstof (C), det medfører en usymmetrisk ladningsfordeling i f.eks. i det bøjede vandmolekyle. CO2 er i grundtilstanden symmetrisk, men under molekylets vibrationer bliver det usymmetrisk og kan absorbere varmestråling. Ilt (O2) og kvælstof (N2) er altid symmetriske og kan ikke absorbere infrarød stråling. Forskellige molekylers symmetriske og usymmetriske ladningsfordeling ses her: O + + H + H + + + Vandmolekyle: Usymmetrisk ladningsfordeling O O + + + C + + + + C + + + ++ O O molekyle in en ikkevibrerende tilstand: Symmetrisk ladningsfordeling molekyle i en vibrerende tilstand, momentant bøjet: Usymmetrisk ladningsfordeling O O N N Ilt (O 2 ) og kvælstof (N 2 ) molekyler: Symmetrisk ladningsfordeling Figuren viser eksempler på molekyler med usymmetrisk og symmetrisk ladningsfordeling. Vandmolekylet er permanent bøjet (betinget af det centrale iltatoms struktur), hvorimod molekylet kun er bøjet noget af tiden (i en vibrerende tilstand). Iltmolekylet (O 2 ) er permanent symmetrisk. Molekyler med en usymmetrisk ladningsfordeling kan absorbere varmestråling. Minus () og plus(+) tegnene illustrerer at de respektive dele af molekylet er mere eller mindre negativt hhv. positivt ladede i sandhed er der tale om en større eller mindre sandsynlighed for at de negativt ladede elektroner opholder sig i den respektive del af molekylet. Varmestråling er et svingende elektrisk felt. Varmestråling kan udveksle energi med molekyler som har en usymmetrisk fordeling af elektriske ladninger. Den usymmetriske fordeling af elektriske ladninger i et molekyle resulterer i at molekylet kan påvirkes af elektriske kræfter (f.eks. varmestråling) over større afstande. Kræfterne mellem molekylet og et eksternt elektrisk felt udligner hinanden over større afstande, hvis molekylets ladningsfordeling er symmetrisk (se Figur 3 og Figur 4) derfor absorberer molekyler med en symmetrisk ladningsfordeling ikke varmestråling. Molekylers absorption og udsendelse af stråling er dybest set kvantemekaniske fænomener, som kun kan forstås tilnærmelsesvis med vores forståelse af klassisk fysik. På næste side følger et par figurer der illustrerer det elektriske felt fra et vandmolekyle (symmetrisk) og et lineært (usymmetrisk) molekyle. Den elektriske feltstyrke aftager hurtigt med afstanden fra det lineære molekyle i forhold til situationen for vandmolekylet. Et vandmolekyle er da god til at vekselvirke med et ydre elektrisk felt, hvorimod et symmetrisk molekyle som f.eks. et lineært molekyle eller N 2 ikke er god til at vekselvirke med et ydre elektrisk felt. Vi håber ikke at vi forvirrer dig her: molekyler forekommer ved temperaturer, som vi har dem i jordens atmosfære, mest bøjet (ikke lineært); i bøjet tilstand ligner vandmolekylet og er god til at vekselvirke med et ydre elektrisk felt. Symmetriske og usymmetriske molekyler N 2 (kvælstof) er et eksempel på et symmetrisk molekyle, hvorimod H 2 O (vand) er et usymmetrisk molekyle med en ubalanceret fordeling af positive og negative ladninger: H 2 O N 2 Drivhusgasserne fra 3
F H(2) F O F H(2) F H(1) O + + H + H+ F O + F SUM Figur 3. Elektrisk felstyrke fra et vandmolekyle. De fuldt optrukne sorte piler(f O, F H(1), F H(2) ) viser elektrostatiske kræfter fra molekylets enkelte atomer på en punktladning (blå cirkel) placeret ca. 4*10 10 m fra molekylet. Den røde pil (F SUM ) viser den resulterende kraft (summen af kraftvektorerne) på punktladningen. Farvekoden indikerer størrelsen af den elektriske feltstyrke (svarende til længden af den røde pil) omkring molekylerne. Violet betyder kraftig feltstyrke (store kræfter) og lyseblåt betyder svag feltstyrke (svage kræfter). Boksens størrelse er (20 x 20)*10 10 m O C F O(1) F C + F SUM F O(2) F O(2) F C + + O Figur 4. Elektrisk felstyrke fra et molekyle i lineær tilstand(!). Molekylet har en symmetrisk ladningsfordeling og derfor aftager den elektriske feltstyrke hurtigt med større afstand fra molekylet. Sammenlign med den tilsvarende graf for vandmolekylet. De fuldt optrukne sorte piler(f C, F O(1), F O(2) ) viser elektrostatiske kræfter fra molekylets enkelte atomer på en punktladning (blå cirkel) placeret ca. 4*10 10 m fra molekylet. Den røde pil (F SUM ) viser den resulterende kraft (summen af kraftvektorerne) på punktladningen. Farvekoden indikerer størrelsen af den elektriske feltstyrke (svarende til længden af den røde pil) omkring molekylerne. Violet betyder kraftig feltstyrke (store kræfter) og lyseblåt betyder svag feltstyrke (svage kræfter). Boksens størrelse er (20 x 20)*10 10 m. Drivhusgasserne fra 4
De menneskeskabte drivhusgasser De menneskeskabte gasser, der bidrager væsentligt til drivhuseffekten, er, CH 4 (methan), troposfærisk O 3 (ozon), lattergas (N 2 O) og gruppen af halocarboner. Deres relative bidrag til den menneskeskabte drivhuseffekt er vist i figuren og tabellen nedenfor. Forskellen i koncentration mellem nutidens (2005) koncentrationer af drivhusgaser og atmosfærens indhold før industrialiseringen (1750) er skyld i den totale menneskeskabte drivhuseffekt; de enkelte stoffers/stofgruppers %vise bidrag hertil er vist i figuren. De enkelte drivhusgassers strålingspåvirkning (forskydning af den globale energibalance) er også vist i figuren. Den globale opvarmning som følge af en given strålinspåvirkning er produktet af strålingspåvirkningen og klimasensitiviteten (opvarmning = strålingspåvirkning x klimasensitivitet). IPCCs bedste bud på klimasensitiviteten er: 0.8 C W 1 m 2 (67% konfidensinterval: 0.5 til 1.2 C W 1 m 2 ). Den samlede strålingspåvirkning fra de menneskeskabte drivhusgasser er på ca. 3 W/m 2, hvilket svarer til en opvarmning på ca. 2.4 C! Vi har kun set ca. 0.6 C menneskeskabt opvarmning til dato fordi oceanerne endnu virker som en stor kølende masse og fordi den menneskeskabte partikelforurening har en vi kølende effekt på klimaet. Bidrag til den menneskeskabte drivhuseffekt (%) 100 80 60 40 20 0 1.66 ±0.2 W/m 2 0.48±0.05 W/m 2 0.35±0.2 W/m 2 0.34±0.03 W/m 2 0.16±0.01 W/m 2 CH 4 Trop. ozon Halokarboner N 2 O Figur 5. Bidrag af stoffer/stofgrupper til den menneskeskabte drivhuseffekt. Tallene viser størrelsen (og usikkerheden) af strålingspåvirkningen som skyldes koncentrationsstigningen af den enkelte gas/gruppe i forhold til koncentrationen i år 1750 1. Konfidensinterval Området indenfor hvilket den sande værdi af en estimeret parameter (f. eks. klimasensitiviteten) sandsynligvis ligger med en nærmere bestemt sandsynlighed (f.eks. 67% eller 95%). strålingspåvirkning (en. = radiative forcing) En forskydning af den globale strålingsenergibalance. En positiv værdi svarer til en opvarmende effekt. Enhed: W/m 2 Tabel 1. Bidrag til den menneskeskabte drivhuseffekt fra de forskellige drivhusgasser. Koncentrationsændringer mellem hhv. 1750 & 2005 (255 år) og 1995 & 2005 (10 år) danner datagrundlaget 1. Bemærk det overvældende bidrag fra stigningen i koncentrationen over de sidste 10 år! KI står for konfidensinterval (usikkerhed) her er der tale om 67% konfidensintervaller. 1750 2005 1995 2005 st rålingspåvirkning (W/m2) opvarmende effekt ( C) bidrag til opvarmende effekt (%) st r ålingspåvirkning (W/m2) opvarmende effekt ( C) bidrag til opvarmende effekt (%) 1.66 ± 0.2 1.4 (KI: 0.8 2.1) 56 ~ 0.24 0.19 (KI: 0.13 0.29) 87 CH 4 0.48 ± 0.05 0.4 (KI: 0.2 0.6) 16 ~ 0.009 0.007 (KI: 0.005 0.011) 3 trop. O 3 0.35 ± 0.2 0.3 (KI: 0.1 0.5) 12 ~ 0 ~ 0 0 halocarboner 0.34 ± 0.03 0.3 (KI: 0.2 0.4) 11 ~ 0.004 N 2 O 0.16 ± 0.01 0.003 (KI: 0.002 0.005) 2 0.13 (KI: 0.08 0.2) 5 ~ 0.022 0.018 (KI: 0.012 0.027) 8 Drivhusgasserne fra 5
I det følgende kan du læse om de enkelte menneskeskabte drivhusgasser, deres betydning, deres oprindelse og atmosfæriske skæbne. kuldioxid Effekt: 1.7± 0.2 W/m 2 56% af menneskeskabt drivhuseffekt ppm parts per million = molbrøk i milliontedele. F.eks. betyder 385 ppm CO2 at ud af en million molekyler luft vil der i gennemsnit være 385 molekyler CO2. Pg petagram = 10 15 g = 10 12 kg = 1000 000 000 000 kg. kuldioxid er den vigtigste menneskeskabte drivhusgas. Udledningen af bidrager med ca. 56 % 1 til den samlede opvarmende effekt (strålingspåvirkning) fra menneskeskabte drivhusgasser. s koncentration var på ca. 280 ppm før industrialiseringen og er nu (2008) ca 385 ppm; denne stigning medfører en strålingspåvirkning på ca. 1.7± 0.2 W/m 2. De menneskeskabte udledninger af hidrører primært fra afbrændingen af fossile brændsler: kul, olie og gas. Yderligere bidrag stammer fra cementproduktion og ændringer af arealanvendelse primært skovryding (se Tabel 1). Skovrydning foregår i dag primært i troperne. Enhver forbrænding af kulstofholdigt materiale resulterer uvægerligt i dannelse af. F.eks. forbrænding af kul: C + O 2. Tabel 2. Årlige menneskeskabte udledninger (2007) i masse per år 10. m CO2 t (Pg /a) % Fossil afbrænding 30 81 Ændret arealanvendelse (primært skovrydning) 5 15 Cementproduktion 1.5 4 Total 36.5 100 Vi har et meget godt kendskab til den historiske udvikling af koncentrationen i atmosfæren på baggrund af analyser af luftbobler i iskerner fra indlandsisen på Grønland og Antarktis. Disse analyser viser at koncentrationen i atmosfæren i 800.000 år har ligget mellem 170 og 300 ppm (se Figur 6) 400 2008 koncentration (ppm) 350 300 250 350 300 1000 1500 2008 200 800 000 400 000 2008 År Figur 6. Atmosfærens koncentration 800.000 år tilbage i tid fra analyser af iskerner fra Antarktis og direkte målinger. I øverste venstre hjørne af grafen ses data fra de sidste 1000 år 11, 12, 13 forstørret op. Den røde prik viser koncentrationen i år 2008. Data fra: Drivhusgasserne fra 6
I perioden siden 1750 har menneskeheden brændt store mængder fossilt brændstof af (se Figur 7), hvilket har været den primære kilde til den hurtige stigning i atmosfærens indhold. Koncentrationen nåede i 2008 ca. 385 ppm og stiger for tiden med ca. 2 ppm om året 11. koncentration (ppm) 1750 1800 1850 1900 1950 2000 380 360 340 320 300 280 1750 1800 1850 År 1900 1950 2000 35 30 25 20 15 10 5 0 udledning (fossile kilder & cementprod.) (Pg /år) Figur 7. Årlige udledninger fra afbrænding af kul, olie og gas samt cementproduktion i perioden 1750 2007 (sort) og stigningen af den atmosfæriske koncentration af fra 1750 2008 (rød). Data fra: 120, 11, 12, 14. Det globale kulstofkredsløb På jorden udveksles kulstof mellem forskellige reservoirer primært i form af. Denne udveksling af kulstof mellem reservoirer er vist skematisk i Figur 8 (se næste side). Bemærk at atmosfærens indhold af kulstof er vokset fra 585 Pg(C) i 1750 til 760Pg(C) i 1995, men ressourcerne af kul, olie og gas er langt fra at slippe op. Hvis vi futter det hele af i løbet af de næste par hundrede år, så vil atmosfærens indhold stige til det mangedobbelte af dagens indhold! Hvert år udveksles meget store mængder mellem atmosfæren og planter & jord (ca. 120 Pg(C)/a) ligesåvel som mellem atmosfæren og oceanernes overfladelag (ca. 90 Pg(C)/a). Den mængde vi tilfører atmosfæren ved afbrænding af kul, olie og gas (i 1990 erne: 6.3 Pg(C)/a, i 2007: 8.5 Pg(C)/a) kan synes lille i sammenligning. Bemærk at langt det meste af en der optages af planter, jord og oceanernes overfladelag afgives hurtigt indenfor et år til atmosfæren igen. Store mængder kulstof skvulper altså bare hurtigt frem og tilbage mellem reservoirerne. De mængder kulstof, der på lang sigt bindes i planter, jord og oceaner (i 1990 erne ca. 3.2 Pg(C)/a), svarer til ca. halvdelen af den menneskeskabte udledning af til atmosfæren. Således bliver halvdelen af det vi blæser op i atmosfæren fra forbrænding hurtigt opsuget, mens den anden halvdel bliver i atmosfæren i meget lang tid. Drivhusgasserne fra 7
Det globale kulstofkredsløb i 1990 erne Flux Fluxe forstås her som udvekslinger af masse mellem reservoirer pr. tidsenhed. F.eks. betyder en flux på 6.4 Pg(C)/a i 1994 fra kul, olie og gas til atmosfæren at 6.4 Pg kulstof som i starten af 1994 fandtes som kul, olie og gas på jorden et år senere fandtes i form af CO2 i atmosfæren. Enheder for masser og massefluxe Vi anvender enten massen af f.eks. 31 Pg eller massen af kulstof, hvor 31 Pg svarer til 8.5 Pg C (C står for kulstof). Vær på vagt! Hvis man ikke giver agt, kan man nemt blande disse to størrelser sammen og regne forkert med en faktor 3.67. Det er masseforholdet mellem et molekyle og et kulstofatom. flux: 121 Pg(C)/a flux: 122 Pg(C)/a Planter & jord ca. 2300 Pg(C) (+ 1.0 Pg C/a) Planter & jord ca. 2300 Pg(C) (+ 1.0 Pg C/a) Atmosfæren: 760 Pg(C) (+ 3.2 Pg C /a) flux: 92 Pg(C)/a flux: 90 Pg(C)/ a Oceaner (overfladelag) ca. 900 Pg(C) (+ 0.6 Pg(C)/a) Atmosfæren: 760 Pg(C) (+ 3.2 Pg C /a) netto flux: 2.2 Pg(C)/a Oceaner (overfladelag) ca. 900 Pg(C) (+ 0.6 Pg(C)/a) Oceaner (dybhavet) ca. Oceaner 37000 Pg(C) (dybhavet) (+ 1.6 Pg(C)/a) ca. 37000 Pg(C) (+ 1.6 Pg(C)/a) flux: 6.4 Pg(C)/a Kul, olie og gas ressourcer 3500 Pg(C) (pilenes tykkelse er proportional med nettofluxenes størrelse) flux: 6.4 Pg(C)/a netto flux: 1.0 Pg(C)/a Oceaner (dybhavet) ca. Oceaner 37000 Pg(C) (dybhavet) (+ 1.6 Pg(C)/a) ca. 37000 Pg(C) (+ 1.6 Pg(C)/a) Nettofluxe i 1990 ernes kulstofkredsløb Kul, olie og gas ressourcer 3500 Pg(C) Figur 8. Det globale kulstofkredsløb i 1990 erne. Øverst ses størrelsen af kulstoffluxene samt størrelsen af jordens kulstofreservoirer. Nederst vises kun nettofluxene mellem kulstofreservoirerne her ser vi altså bort fra det kulstof der på kort tid skvulper frem og tilbage mellem reservoirerne. I begge figurer svarer de viste kasser til størrelsen af reservoirerne (bortset fra dybhavsreservoiret, der er noget større). I den nederste figur svarer pilenes tykkelse til størrelsen af den årlige nettoflux mellem de viste reservoirer. Tallene er gennemsnitsværdier for 1990 erne 15. I 2007 var atmosfærens kulstofindhold allerede oppe på 813 Pg(C) og afbrændingen af kul, olie og gas svarede til 8.5 Pg(C)/a (31 Pg(CO2)/a) 10. Menneskeheden har bragt et system, der i lang tid har været i balance, ud af ligevægt. I over titusind år indtil 1750 har atmosfærens koncentration af ligget ret stabilt på mellem 260 og 280 ppm. I perioden 1751 2005 har menneskeheden udledt svarende til 320 Pg(C) fra afbrænding af kul, olie og gas 16 og i perioden 1850 1990 yderligere svarende til 140 Pg(C) fra ændringer i arealanvendelse primært skovrydning 17. Denne massive udledning af kulstof på i alt ca. 460 Pg(C) siden begyndelsen af industrialiseringen er i samme størrelsesorden som den totale mængde kulstof i planter på jorden idag (ca. 550 Pg C) 18! Den atmosfæriske koncentration stiger nu hurtigere end nogensinde før i de sidste 800.000 år (se Figur 6) med i 2007 ca. 2.2 ppm om året. Denne kraftige vækst i atmosfærisk skyldes primært afbrændingen af kul, olie og gas (se Figur 7). s levetid i atmosfæren Modelberegninger 19 viser at en stor del af det ekstra vi udleder nu (i forhold til situationen før industrialiseringen) vil bidrage til en forhøjet koncentration i atmosfæren i titusindvis af år frem (se Figur 9) En række forskellige modeller af Drivhusgasserne fra 8
kulstofcyklussen er kommet frem til at selv 50 000 år efter et udslip af vil en væsentlig del af denne være tilbage i atmosfæren. Kun den langsigtede tilvækst af bundet kulstof i planter, jord og oceaner samt reaktion med vulkanske bjergarter kan naturligt reducere koncentrationen i atmosfæren. Ved fortsat voksende udslip vil planter og jordbunds optagelse af ikke kunne opsuge væsentlige mængder, dvs. optag i oceanerne og reaktion med vulkanske bjergarter skal løse opgaven. fraktion af oprindeligt udslip (%) 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 ekstra opløst i havet pga. opløsning af kalk opløst i havet (uden opløsning af kalk) fortsat i atmosfæren reageret med CaO Opløsning af kalk i oceanerne nedbringer atmosfærens indhold: opløses i oceanerne og reagerer med H 2 O og danner syren H 2 CO 3. H 2 CO 3 bliver til H + og HCO 3. Når CaCO 3 (kalk) opløses i oceanerne kan det neutralisere syren H 2 CO 3 og mere atmosfærisk kan opløses i oceanerne. s reaktion med CaO Denne meget langsomme reaktione kan reducere atmosfærens indhold af : CaO + CaCO 3 CaO findes som bestanddele af vulkanske bjergarter i naturen. 0 0 5000 10 000 15 000 20 000 År efter udslip Figur 9. Hvor bliver en af? En del bliver hurtigt optaget af planter og oceanerne, men en stor del forbliver i atmosfæren i årtusinder indtil det optages i dybhavet og reagerer med CaO ifølge modelberegning 19. Drivhusgasserne fra 9
Hvad bliver fremtidens koncentrationer? FNs klimapanel IPCC har udarbejdet en række scenarier for udviklingen af verdens befolkning, økonomi og energiteknologi, som er blevet anvendt til at estimere den mulige udvikling af atmosfærens koncentrationer 20 i årene 1990 2100. De tre mest brugte scenarier hedder A2, A1B og B1 (se Figur 10). A1B og B1 er scenarier der forudsætter at udslippene topper i løbet af det 21. århundrede, hvorimod A2 er et scenario med stigende udslip helt til år 2100. udslippet i 2007 har faktisk ligget over alle disse scenarier! udslip (Pg ( )/a) 100 80 60 40 historisk Scenario A2 Scenario A1B Scenario B1 450 ppm scenario 20 0 1900 1950 2000 2050 2100 År koncentration (ppm) 800 700 600 500 400 historisk Scenario A2 Scenario A1B Scenario B1 450 ppm scenario 300 1900 1950 2000 2050 2100 År Figur 10. Historie og fremtid? udslip fra fossile kilder (øverst) og atmosfæriske koncentrationer (nederst). Historiske data ( 11,12 ). 1990 2100: IPCCs scenarier A2, A1B og B1 (emissionsdata: 21, koncentrationsdata: 22 ) samt et 450 ppm stabiliseringsscenario 23. Bemærk at selv i scenario B1, hvor de globale udslip falder ganske hurtigt efter år ca. 2040, stabiliseres atmosfærens koncentration først omkring år 2100 på 540 ppm. Scenario A2 med de på lang sigt største udslip af forudsætter en afbrænding af kul, olie og gas svarende til yderligere ca. 1700 Pg(C) indtil år 2100, hvilket stadigvæk er væsentligt under de estimerede ressourcer af olie, kul og gas (ca. 5000 Drivhusgasserne fra 10
10 000 Pg(C) ifølge 18 ). Scenario A2 forudser en koncentration på 840 ppm i år 2100. Udover de tre mest gængse IPCC scenarier har jeg (i grønt) plottet et scenario der sikrer en stabilisering af koncentration på ca. 450 ppm. Dette scenario forudsætter at de globale udslip fra fossile kilder topper i 2013 med et udslip på ca. 30 Pg( )/a. Scenariet blev offentliggjort af Malte Meinshausen i 2006 24, men det var nærmest allerede forældet da det blev offentliggjort fordi udslippet allerede året efter i 2007 var på 30 Pg( )/a og ikke først i 2013. Methan (CH 4 ) Methan er efter den næstvigtigste menneskeskabte drivhusgas. Før industrialiseringen var methankoncentrationen i atmosfæren ca. 715 ppb, mens den nu (2005) er på 1774 ppb; denne stigning udløser en opvarmende strålingspåvirkning på 0.48 ± 0.05W/m 2. Methans står for ca. 16 % af de menneskeskabte drivhusgassers samlede strålingspåvirkning. Selvom methankoncentrationen kun er ca. 0.4 % af s har methan altså en betydelig opvarmende effekt på jordkloden. Det skyldes at methanmolekylet er særlig godt til at absorbere infrarød stråling og at det absorberer infrarød stråling i de dele af det infrarøde spektrum, hvor andre drivhusgasser (især vanddamp) ikke absorberer kraftigt. Methanmolekylers global warming potential er ca. 25 over en 100 års tidsramme. CH 4 koncentration (ppb) 1800 1600 1400 1200 1000 800 600 400 1600 1200 800 400 1000 1500 2005 2005 400 000 200 000 2005 År Figur 11. Atmosfærens methanindhold siden år 1000 (øverst) og igennem de sidste godt 400 000 år (nederst). Datakilder: 25 (iskernedata fra Law Dome Antarktis på den øverste figur); 26 (Cape Grim data fra atmosfæriske malinger i Australien); 27 (iskernedata til den nederste figur fra Vostok iskernen fra Antarktis) CH 4 methan Effekt: 0.48 ± 0.05 W/m 2 16% af menneskeskabt drivhuseffekt ppb parts per billion (en.) = dele per milliard, f.eks.: 1000 ppb = 0.0001% (molbrøk/ volumenfraktion) global warming potential (GWP) en størrelse der angiver, hvor meget en given masse af en drivhusgas bidrager til den globale opvarmning (strålingspåvirkning) relativt til samme masse. En GWPværdi beregnes for en specifik tidsramme over hvilken strålingspåvirkningen midles. Den mest almindeligt brugte tidsramme er 100 år. Methans GWPværdi er ca. 25 over 100 år 1. Et kilogram methan bidrager altså 25 gange så meget til den globale opvarmning som et gram over en 100 års periode. ækvivalenter En enhed til at sammenligne ikke drivhusgassers effektivitet som drivhusgasser med s. Enheden svarer til den effekt som en given mængde (typisk et ton) har på den globale opvarmning over en given tidsperiode (som regel 100 år). De globale årlige udslip af methan kan beregnes ret præcist til idag at være ca. 582 Tg CH 4 / a (gennemsnit for 2000 2004) 1, i forhold til førindustrielle udslip på ca. 200 250 Tg CH 4 / a 1. De globale udslip kan deles op i bidrag fra forskellige kilder (se Tabel 2); sådanne kildeopdelinger er dog noget usikre. Store bidrag kommer dog Drivhusgasserne fra 11
i hvert fald fra drøvtyggere, hvis tarmflora producerer methan, udslip fra lossepladsr, rismarker og naturlige vådområder. Generelt resulterer mikrobiel nedbrydning af biomasse i anerobe omgivelser ofte i produktion af methan. Denne mekanisme udnytter man industrielt i biogasanlæg. Den vigtigste bestanddel af biogas er methan. Methan er også hovedbestanddelen i dansk naturgas fra Nordsøen. Atmosfærisk levetid Den gennemsnitlige opholdstid for et molekyle af en given species i atmosfæren før det bliver nedbrudt eller optaget i et andet medium. Methan har i sammenligning med en meget kort atmosfærisk levetid på i gennemsnit 12 år. Atmosfærisk methan bliver primært nedbrudt kemisk ved reaktion med OH. Methans koncentration i atmosfæren har været nogenlunde stabil siden 1998. En stabilisering af methanemissionerne har resulteret i en hurtig stabilisering af den atmosfæriske koncentration pga. methans korte atmosfæriske levetid. Et fald i atmosfæriske methanemissioner ville også indenfor få år resultere i lavere atmosfæriske koncentrationer pga. methans korte levetid. Dette står i skarp kontrast til med en ekstrem lang atmosfærisk levetid. På nuværende tidspunkt er det uklart hvorfor methankoncentrationen har stabiliseret sig. Tabel 3. Årlige methanemissioner ifølge 28 (gennemsnit 1996 2001). Der er stor usikkerhed (ca. 50 %) på størrelsen af de enkelte kilder. m CH4 t (Tg CH 4 /a) % Naturlige kilder Total naturlig 168 28 Vådområder 145 24 Termiter 23 4 Menneskeskabte kilder Total menneskeskabt 428 72 Kulminer 48 8 Gas, olie, industri 36 6 Drøvtyggere og lossepladser 189 32 Risdyrkning 112 19 Afbrænding af biomasse 43 7 Summen af udslip 596 Methanhydrat Methanemissioner i fremtidens klima? Methanemissioner er koblet til fremtidens klima på en kompliceret måde. Et globalt varmere klima kan ifølge resultater fra klimamodelberegninger give enten større eller mindre udslip af methan afhængigt af, om der kommer mere nedbør. Mere nedbør vil normalt medføre større udslip af methan. Muligvis kan en optøning af permafrostområder give ophav til store emissioner af methan. Store mængder methan ligger på bunden af oceanerne som methanhydrat. Store mængder af methan er gemt på havbundene i form af methanhydrater, hvilket er en form for is der indkapsler methanmolekyler (se boks til højre). Det er blevet anslået at ca. 4 millioner Tg methan findes på havbundene i form af methanhydrater. Methanhydraterne er stabile ved høje tryk og lave temperaturer som man finder dem Drivhusgasserne fra 12
på bunden af oceanerne. Et globalt varmere klima vil over lang tid også resultere i en opvarmning af bundvandet i oceanerne, hvilket sandsynligvis vil destabilisere nogle af methanhydraterne og da føre til frigivelse af methan til atmosfæren. Et modelstudie har vist at over en periode på 1000 til 100 000 år kan en opvarmning af oceanernes bundvand på ca. 1.5 C medføre en emission af 1.5 millioner Tg C fra oceanernes methanhydrater svarende i massen af kulstof til en fordobling af de direkte antropogene emissioner af 29. Troposfærisk ozon (O 3 ) Her er tale om troposfærisk ozon dvs. ozon i de nederste 7 17 km af atmosfæren. Vi kan være meget taknemmelige for det stratosfæriske ozon, fordi det beskytter os mod farlig ultraviolet stråling fra solen, som kan udløse hudkræft. Stratosfæren (luftlaget over 717 km højde) udveksler kun i meget beskedent omfang luft med troposfæren (luftlaget fra jordens overflade til 7 17 km højde), derfor bør vi se troposfærisk og stratosfærisk ozon som to forskellige størrelser. Troposfærisk ozon er uønsket fordi det er en potent drivhusgas. I det kommende vil vi kun komme ind på troposfærisk ozon. Ozon findes naturligt i troposfæren, men modelstudier har vist at mængden af troposfærisk ozon er steget fra ca. 260 Tg før industrialiseringen til ca. 350 Tg i 2003 30. Denne stigning svarer til en stigning på ca. 20 ppb for troposfæren som gennemsnit. Stigningen medfører en strålingspåvirkning på ca. 0.35 ± 0.2 W/m 2 det er ca. 12 % af de menneskeskabte drivhusgassers opvarmende effekt. O 3 ozon Effekt: 0.35 ± 0.2 W/m2 12% af menneskeskabt drivhuseffekt troposfæren Atmosfærens nederste 7 17 km karakteriseret ved faldende temperatur med stigende højde. Stratosfæren ligger over troposfæren i stratosfæren stiger temperaturen med højden. Ozon bliver ikke udledt direkte til atmosfæren, men dannes i luften ved kemisk reaktion mellem en række forskellige gasarter: NO x, CO og VOCer. NO x er en fællesbetegnelse for NO og NO 2. Koncentrationerne af NO x, CO og VOCer er steget siden industrialiseringen. NO x og CO opstår primært som uønskede biprodukter af forbræningsprocesser. VOCer udledes både fra menneskeskabte og naturlige kilder. Menneskeskabte udledninger omfatter bl.a. fordampning af sprinklervæske og fordampning af benzin og andre olieprodukter. Lattergas (N 2 O) Lattergas (dinitrogen monoxid) ligger sammen med CFC12 på pladsen som fjerdevigtigste menneskeskabte drivhusgas efter troposfærisk ozon. Koncentrationen af lattergas i atmosfæren er steget siden 1750 fra 270 ppb til 319 ppb (2005). Denne stigning har medført en strålingspåvirkning på ca. 0.16 ± 0.01 W/m 2, hvilket svarer til ca. 5 % af den samlede strålingspåvirkning fra menneskeskabte drivhusgasser. Lattergas er en meget effektiv drivhusgas med et global warming potential på 298 (over 100 år). VOC volatile organic compound (en.), dansk: flygtige organiske forbindelser. Organiske forbindelser indeholder altid kulstof. Flygtige forbindelser fordamper let det er typisk forholdvis små molekyler. N 2 O lattergas Effekt: 0.16 ± 0.01 W/m2 5% af menneskeskabt drivhuseffekt Iskernedata har vist at lattergaskoncentrationen har ligget mellem 260 og 275 ppb i perioden år 0 til 1850, da koncentrationerne begyndte at stige (se Figur 12). Siden 1980 er lattergaskoncentrationen steget næsten lineært med ca. 0.26 %/år til 319 ppb. De totale årlige udslip af lattergas er på ca. 18 Tg(N)/a, med de naturlige bidrag ca. 11 Tg(N)/a og de menneskeskabte bidrag på ca. 7 Tg(N)/a. Ca. 70 % af de menneskeskabte bidrag skyldes udslip fra landbrug og eutrofierede (overgødskede) vandområder. Drivhusgasserne fra 13
fotolysere kemisk ødelæggelse af et molekyle ved hjælp af lys. Molekylet bliver splittet ad i flere dele. ultraviolet stråling UVstråling. Det er lys med bølgelængder kortere end synligt lys. Lys med kortere bølgelængder har større energiindhold og kan fotolysere flere typer molekyler. Lattergas bliver dannet under mikrobielle processer i jorden og i vandområder ved omdannelse af andre kvælstofholdige forbindelser. Udvidelsen af de dyrkede områder og intensiveringen af landbrugsdriften med en massiv vækst i anvendelsen af kvælstofgødning er hovedårsagen til stigningen i det atmosfæriske indhold af lattergas siden 1850 15. Atmosfærisk lattergas har en levetid på ca. 114 år. Lattergas bliver nedbrudt i stratosfæren hovedsageligt ved at blive fotolyseret af ultraviolet (UV) stråling 15. Den fortsatte vækst af lattergaskoncentrationen skyldes at de samlede kilder på 18 Tg(N)/a (2005) er væsentligt større end det stratosfæriske dræn på ca. 13 Tg(N)/a. kvælstof udbringning (Tg(N)/a) 150 100 50 husdyrgødning syntetisk kvælstofgødning 0 1860 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 320 N 2 O koncentration (ppb) 310 300 290 280 270 1860 1880 1900 1920 1940 1960 1980 2000 År Figur 12. Stigning i anvendelsen af husdyrgødning såvel som syntetisk kvælstofgødning og stigning i den atmosfæriske koncentration af lattergas (N 2 O) i perioden 1860 til 2004. Data fra: 31 Halocarboner Gruppe af molekyler af C, H, Cl, F og Br Samlet Effekt: 0.34 ± 0.03 W/m 2 11% af menneskeskabt drivhuseffekt. Halocarboner Halocarboner er en gruppe af organiske molekyler der består af kulstof (C) samt hydrogen (H) og mindst et atom af halogenerne fluor (F), klor (Cl), brom (Br) eller iod (I). Alle forekomster af halocarboner der bidrager væsentligt til drivhuseffekten hidrører fra menneskeskabte udledninger. Halocarbonerne bidrager samlet set med ca. 0.34 ± 0.03 W/m 2 (2005) til den menneskeskabte drivhuseffekt, hvilket er ca. 11 % af alle menneskeskabte drivhusgassers samlede bidrag 1. Siden 1998 har koncentrationerne af mange af halocarbonerne været nogenlunde konstante eller nedadgående. Drivhusgasserne fra 14
Samlet har halocarbonernes bidrag til drivhuseffekten været næsten konstant i denne periode. Halocarbonerne bliver anvendt som opløsningsmidler, pesticider, kølemidler, brandhæmmere m.m.. En undergruppe af halocarbonerne er chlorfluorcarbonerne (CFCerne), der udelukkende består af C, F og Cl atomer. CFCerne har en meget lang atmosfærisk levetid (se Tabel 3) fordi det er stabile molekyler der kun fotolyseres af det ultraviolette lys i stratosfæren. Halocarbonerne er generelt gode til at absorbere infrarød stråling; sammen med en lang atmosfærisk levetid for mange halocarboner resulterer det i et signifikant bidrag til drivhuseffekten på trods af forholdsvis lave koncentrationer. CFC chlorfluorcarboner Chlorofluorocarbon (en.) = undergruppe af halocarboner bestående af kun C, F og Cl atomer. CFC12 Dichlorodifluoromethan / CCl 2 F 2 / De fire halocarboner, der i 2005 bidrog kraftigst til drivhuseffekten, var CFC12, CFC11, HCFC22 og CCl 4 (se Tabel 3). Disse fire stoffer samt en lang række andre er reguleret af Montrealprotokollen 32 på grund af deres bidrag til nedbrydningen af det stratosfæriske ozonlag. Montrealprotokollen bestemmer at alle CFCers produktion skal være ophørt ved udgangen af 2009. HCFCerne (ligner CFCer, men et F eller Cl er erstattet af et H) også reguleret af Montrealprotokollen for deres ozonnedbrydende egenskaber, men deres globale udfasning ender først i 2030. CCl 4 er også reguleret af Montrealprotokollen med en fast øvre grænse for produktionen. CFC11 Tricholorofluoromethan / CCl 3 F HFCerne (halocarboner bestående af C, H og F ingen Cl) er blevet indført som erstatningsstoffer for f.eks. CFC11 og CFC12. HFCerne er ikke omfattet af Montrealprotokollen, da disse stoffer ikke indeholder hverken klor eller brom, der er en forudsætning for deres evner som ozonnedbrydende stoffer. HFC134a er et eksempel på et populært køle og drivmiddel der erstatter mange CFCer og HCFCer; dens atmosfæriske koncentration er i kraftig vækst. HFCerne er reguleret under Kyotoprotokollen pga. deres bidrag til drivhuseffekten. Et muligt ufarligt alternativ som kølemiddel er stoffet HFO1234yf, der pga. sin meget korte atmosfæriske levetid på ca. 11 dage har et global warming potential (GWP) på kun ca. 4 over en 100 års tidsramme (se Tabel 3 for en sammenlingning med andre stoffer). De såkaldte PFCer eller perfluorinerede forbindelser er meget stabile og langlivede molekyler, som indeholder mange fluoratomer uden at indeholde hverken hydrogen, klor, brom eller iod. Eksempler på PFCer er SF 6 og CF 4. Disse molekyler er gode til at absorbere infrarød stråling og har samtidig meget lange levetider på 700 50 000 år 1. Lige nu (2009) er udledningerne af PFCerne ret små, derfor er deres bidrag til drivhuseffekten negligibel. Vi bør dog holde godt øje med dem, fordi de kan udgøre et meget langlivet problem, når først de er sluppet løs. Tabel 4. De fire halocarboner som bidrager kraftigst til drivhuseffekten samt erstatningsstofferne HFC134a og HFO1234yf. Data for de første 5 stoffer fra: 1 og for HFO1234yf: 33. Atmosfærisk levetid (år) Global warming potential (relativ til, 100 års tidsramme) Atmosfærisk koncentration (2005)(ppb) St rålingspåvirkning (2005) W/m 2 CFC12 100 10900 0.54 0.17 CFC11 45 4750 0.25 0.063 HCFC22 12 1810 0.17 0.033 CCl 4 26 1400 0.09 0.012 HFC134a 14 1430 0.04 0.0055 HFO1234yf 0.03 (11 d.) 4 ~0 ~0 Sum halocarboner 0.34 HCFC22 Chlorodifluoromethan / CHClF 2 CCl 4 Tetrachlormethan HFC134a 1,1,1,2Tetrafluoroethan /C 2 H 2 F 4 HFO1234yf 2,3,3,3Tetrafluoropropen H C H F C C F F F Drivhusgasserne fra 15
H 2 O vand (damp) Atmosfærens indhold af vanddamp styrer ikke temperaturen, men styres af temperaturen. Vanddamp forstærker andre drivhusgassers opvarmende effekt med ca. 2/3. H 2 O vanddamp Vanddamp er ansvarlig for ca. 6070% af alle drivhusgassers opvarmende effekt 34. Det er temperaturen der styrer koncentrationen af vanddamp: Når en våd overflade bliver varmere, fordamper der mere vanddamp og varm luft kan indeholde mere vanddamp. Når temperaturen falder mindskes fordampningen og kold luft kan indeholde mindre vanddamp. Når luftens indhold af vanddamp bliver for stort, kondenserer vandmolekyler til skydråber og regner i sidste ende ud. Vanddamp har en meget kort atmosfærisk levetid på ca. en uge. Hvis vi altså ville pumpe en stor mængde ekstra vanddamp ud i atmosfæren, ville det meste af vandet allerede være regnet ud efter blot en uge. Vanddamp forstærker andre drivhusgassers direkte opvarmende effekt: Når højere koncentrationer af andre (langlivede) drivhusgasser fører til en opvarmning af jord og luft, øges mængden af vanddamp i atmosfæren og temperaturen stiger endnu mere pga. vandmolekylernes drivhusgasegenskab. En svagere effekt virker modsat: Luft, der indeholder meget vanddamp, afkøles mindre som det stiger til vejrs og derfor bliver luften i større højde varmere. Varm luft i store højder afgiver mere energi til verdensrummet denne effekt er altså kølende. Samlet set forstærker vanddamp andre drivhusgassers direkte opvarmende effekt med ca. 2/3. Hvis f.eks. en fordobling af koncentrationen alene ville resultere i en temperaturstigning på 1.1 C, vil temperaturstigningen pga. og vand samlet være ca. 1.9 C. Mennesker har ingen direkte indflydelse på koncentrationen af vanddamp. For at forstå størrelsen af den menneskeskabte drivhuseffekt må vi dog tage forandringerne i atmosfærens indhold af vanddamp med i beregningerne. Forståelsesspørgsmål til teksten 1. Hvilken temperaturstigning kan vi regne med indtil år 2100 iflg. IPCCs (FNs klimapanels) prognoser? 2. Hvor stor var koncentrationen i år 2008? I hvilket interval lå koncentrationerne i perioden fra for 800 000 år siden indtil år 1750? 3. Hvilken temperaturstigning (i globalt gennemsnit) kan vi regne med som følge af stigningen in koncentrationen mellem 1750 og 2005 (og ligeledes som følge af koncentrationsændringen mellem 1995 og 2005) alt andet lige? 4. Hvor stor en del af den mængde CO2 vi udleder nu, kan vi regne med at kan genfinde som en forhøjet koncentration i atmosfæren om 20 000 år? 5. Hvad er global warming potential for methan (integreret over 100 år)? Hvad betyder det? 6. Hvad er den atmosfæriske levetid for, CH 4, N 2 O og CFC12? 7. Hvilke egenskaber gør PFCerne (perfluorinerede forbindelser) særligt farlige som drivhusgasser? 8. Hvor stort er vanddamps bidrag til den naturlige drivhuseffekt? 9. Hvad adskiller drivhusgassen vand(damp) fra de menneskeskabte drivhusgasser som f.eks. og CH 4? Drivhusgasserne fra 16
Miniprojekter 1. Estimér, hvor meget CO2 et menneske udånder hvert år og hvor meget verdens samlede befolkning udånder hvert år? Hvor meget der det i forhold til den samlede årlige CO2 udledning? Hvorfor bidrager dette udslip af CO2 ikke på samme måde til den menneskeskabte drivhuseffekt som afbrænding af fossile brændstoffer gør? 2. Estimér dit personlige bidrag til verdens samlede årlige CO2udslip (anvend f.eks. CO2beregneren på <ettonmindre.dk>). Hvor stort er dit bidrag til den gennemsnitlige verdensborger? 3. Forestil dig, at vi planter en ny skov men en million træer, som vokser i 40 år. Estimér, hvor stort et areal en sådan skov ville dække (sæt det i forhold til Danmarks landareal). Estimér, hvor stor en mængde kulstof, der ville kunne lagres i træernes stammer i denne periode. Sammenlign det med CO2udledningen fra Danmark over de sidste 40 år (data findes under: <cdiac.ornl.gov>). Referencer 1 Forster, P., Ramaswamy, V. Climate Change 2007: The Physical Science Basis (eds S. Solomon & D. Qin) (2007) <ipcc.ch/pdf/assessmentreport/ar4/wg1/ar4 wg1chapter2.pdf> 2 Schär, C. et al. The role of increasing temperature variability in European summer heatwaves. Nature 427, 332336 (2004) <nature.com/nature/journal/v427/ n6972/abs/nature02300.html> 3 Hansen, J. E. Scientific reticence and sea level rise. Environmental Research Letters 2,, doi:10.1088/17489326/2/2/024002 (2007) <stacks.iop.org/ ERL/2/024002> 4 Duraiappah, A. K. & Naeem, S. Ecosystems and Human Wellbeing: Biodiversithy Synthesis. (World Resources Institute, Washington DC, 2005) <millenniumassessment.org/documents/document.354.aspx.pdf> 5 Thomas, C. D. et al. Extinction risk from climate change. Nature 427, 145148, doi:doi 10.1038/Nature02121 (2004) <<Go to ISI>://000187863900033> 6 Derocher, A. E., Lunn, N. J. & Stirling, I. Polar bears in a changing climate. Integrative and Comparative Biology 42, 12191219 (2002) <icb.oxfordjournals. org/cgi/reprint/44/2/163> 7 Juckes, M. N. et al. Millenial temperature reconstruction intercomparison and evaluation Supplement (2007) <http://www.climpast.net/3/591/2007/cp3 5912007supplement.zip> 8 Jones, P. & Salmon, M. CRUTEM3v land air temperature anomalies (2008) <cru.uea.ac.uk/cru/data/temperature/crutem3gl.txt> 9 Meehl, G. A. & Stocker, T. F. Climate Change 2007: The Physical Science Basis (eds S. Solomon & D. Qin) (2007) <ipcc.ch/pdf/assessmentreport/ar4/wg1/ar4 wg1chapter10.pdf> 10 Global Carbon Budget <lgmacweb.env.uea.ac.uk/lequere/co2/carbon_budget.htm> 11 Mauna Loa data <ftp.cmdl.noaa.gov/ccg/co2/trends/co2_annmean_mlo. txt> 12 Etheridge, D. M. et al. Historical record from the Law Dome DE08, DE08 2, and DSS ice cores (Division of Atmospheric Research, CSIRO, Aspendale, Victoria, Australia, 1998) <cdiac.esd.ornl.gov/ftp/trends/co2/lawdome.combined.dat> Drivhusgasserne fra 17
13 Lüthi, D. EPICA Dome C Ice Core 800KYr Carbon Dioxide Data (2008) <ftp. ncdc.noaa.gov/pub/data/paleo/icecore/antarctica/epica_domec/edcco22008. txt> 14 Boden, T. Global FossilFuel Emissions (2009) <http://cdiac.ornl.gov/ trends/emis/tre_glob.html> 15 Denman, K. L. & Brasseur, G. Climate Change 2007: The Physical Science Basis (eds S. Solomon & D. Qin) (2007) <ipcc.ch/pdf/assessmentreport/ar4/ wg1/ar4wg1chapter7.pdf> 16 Global Emissions from FossilFuel Burning, Cement Manufacture, and Gas Flaring: 17512005 (2008) <cdiac.ornl.gov/ftp/ndp030/global.1751_2005. ems> 17 Watson, R. T. et al. IPCC Special Report on Land Use, LandUse Change And Forestry. (2000) <grida.no/publications/other/ipcc_sr/?src=/climate/ipcc/land_ use/index.htm> 18 Houghton, R. A. Balancing the Global Carbon Budget. Annual Reviews of Earth and Planetary Science 35, 313347 (2007) <arjournals.annualreviews.org/ doi/pdf/10.1146/annurev.earth.35.031306.140057> 19 Archer, D. & Brovkin, V. The millenial atmospheric lifetime of anthropogenic. Climatic Change 90, 283297 (2008) <geosci.uchicago.edu/~archer/reprints/archer.2008.tail_implications.pdf> 20 Nakicenovic, N. & Swart, R. IPCC Special Report on Emissions Scenarios. (2000) <grida.no/publications/other/ipcc_sr/?src=/climate/ipcc/emission/> 21 IPCC. Special Report on Emissions Scenarios emission data. <sres.ciesin.org/ final_data.html> 22 IPCC emission scenario data AR4 forcings: Atmospheric concentrations, Bern. <ipccdata.org/ancilliary/tarbern.txt> 23 Meinshausen, M. Emissions data for equivalence stabilization & peaking pathways (450 ppm stab. data). (2005) <pikpotsdam.de/~mmalte/simcap/data/ EQW_Fig6_data.xls> 24 Meinshausen, M. et al. Multigas emissions pathways to meet climate targets. Climatic Change 75, 151194 (2006) <climnet.org/euenergy/future%20action/ Meinshausen_etal_Multigas_pathways_rf.pdf> 25 Etheridge, D. M. Historical CH 4 mixing ratios from Law Dome (Antarctica) and Summit (Greenland) ice cores from DE08, DE082 and DSS ice cores (Antarctica) <cdiac.ornl.gov/ftp/trends/atm_meth/ethch498a.txt> 26 CSIRO. Cape Grim atmospheric concentrations of CH 4 <environment.gov. au/soe/2006/publications/drs/pubs/156/atm/10_greenhouse_methane.xls> 27 Petitt, J. R. Vostok Ice Core Methane Data for 420 000 Years (2001) <ftp.ncdc. noaa.gov/pub/data/paleo/icecore/antarctica/vostok/ch4nat.txt> 28 Chen, Y.H. & Prinn, R. G. Estimation of atmospheric methane emission between 1996 2001 using a 3D global chemical transport model. Journal of Geophysical Research 111, D10307, doi:doi:10.1029/2002gl016848 (2006) 29 Archer, D. & Buffett, B. Timedependent response of the global ocean clathrate reservoir to climatic and anthropogenic forcing. Geochemistry Geophysics Geosystems 6, Q03002, doi:doi:10.1029/2004gc000854 (2005) <Q03002, doi:10.1029/2004gc000854> 30 Shindell, D. T., Faluvegi, G. & Bell, N. Preindustrialtopresentday radiative forcing by tropospheric ozone from improved simulations with the GISS chemistryclimate GCM. Atmospheric Chemistry and Physics 3, 16751702 (2003) <atmoschemphys.net/3/1675/2003/acp316752003.pdf> Drivhusgasserne fra 18
31 Global N cycle: Fluxes and N 2 O mixing ratios originating from human activity <ftp://daac.ornl.gov/data/global_climate/global_n_cycle/data> 32 Programme, U. N. E. The Montreal Protocol on Substances that Deplete the Ozone Layer (ed United Nations Environment Programme) (United Nations Environment Programme, 2000) <unep.org/ozone/pdf/montrealprotocol2000. pdf> 33 Nielsen, O. J. et al. Atmospheric chemistry of CF 3 CF=CH 2 : Kinetics and mechanisms of gasphase reactions with Cl atoms, OH radicals, and O 3. Chemical Physics Letters 439, 1822, doi:doi:10.1016/j.cplett.2007.03.053 (2007) 34 Houghton, J. T., Jenkins, G. J. & Ephraums, J. J. Scientific Assessment of Climate change Report of Working Group 1. (IPCC, 1990) Drivhusgasserne fra 19