Prognozowanie pogody na jutro, pojutrze, na trzydzieści i sto lat
Na Ziemi temperatury zwykle wahają się ±40°C w skali roku. Jednak zdarzają się ekstrema wykraczające poza te widełki. Rekord zimna na Ziemi to –89,2°C na stacji Wostok (2), na Antarktydzie 21 lipca 1983 roku. Najwyższa temperatura powietrza kiedykolwiek zarejestrowana wyniosła 57,7°C, a doszło do tego w libijskiej miejscowości Al-Aziziya, 13 września 1922 r. Najwyższa odnotowana średnia roczna temperatura wyniosła 34,4°C w Dallolu w Etiopii. Najniższa odnotowana średnia roczna temperatura wyniosła -55,1°C we wspomnianej stacji Wostok na Antarktydzie. Najniższa średnia roczna temperatura w stale zamieszkanym miejscu, Eureka, w prowincji Nunavut, w Kanadzie, wynosi -19,7°C.
Być może pojawią się już wkrótce nowe rekordy i ekstrema, gdyż, wedle przewidywań, średnia temperatura całej naszej planety ma się w kolejnych dekadach szybko podnosić. Jednak, jak dokładnie będzie to przebiegać, nie mamy jasności. Przy tym to niedookreślenie stanowi, o czym się niżej przekonamy, charakterystyczny i stały element opowieści o klimacie. np. Na proste pytanie - o ile wzrośnie temperatura Ziemi, jeśli podwoi się poziom dwutlenku węgla w atmosferze w porównaniu do poziomu sprzed epoki przemysłowej, nie ma prostej odpowiedzi, są jedynie szacunki.
Prognozy klimatyczne w widełkach
W ramach precyzowania tych oszacowań niedawno zespół naukowców współpracujących w ramach Światowego Programu Badań nad Klimatem (WCRP) opublikował w "Reviews of Geophysics" nowe przewidywania dotyczące zakresu możliwego wzrostu średnich temperatur na Ziemi, opierając się na wskaźnikach współczesnego ocieplenia, najnowszych teoriach na temat skutków sprzężenia zwrotnego, które mogą spowolnić lub przyspieszyć zmiany klimatyczne, oraz na wnioskach z historii klimatycznej Ziemi. Wyniki tych badań podają prognozowany zakres ocieplenia pomiędzy 2,6°C a 3,9°C, poinformował Steven Sherwood, jeden z głównych autorów badania i klimatolog z Uniwersytetu Nowej Południowej Walii. Oszacowanie WCRP jest przeznaczone do stosowania przez Międzyrządowy Panel Narodów Zjednoczonych do spraw Zmian Klimatu (IPCC) przy publikacji kolejnego raportu w 2021 lub 2022 roku.
Ludzkość wyemitowała już wystarczająco dużo CO2, aby być w połowie drogi do podwojenia 560 części na milion, a wiele scenariuszy emisji powoduje, że planeta osiągnie ten próg do 2060 roku. U podstaw paryskiego porozumienia klimatycznego z 2015 r. leży dążenie do "utrzymania wzrostu średniej globalnej temperatury na poziomie znacznie poniżej 2°C powyżej poziomu sprzed epoki przemysłowej". W 2015 uznawano, że musimy jak najszybciej - najlepiej do 2020 r., osiągnąć poziom szczytowy emisji, a następnie wyzerować ją do około 2070 r. Obecnie wciąż emitujemy ok. 40 gigaton dwutlenku węgla rocznie.
Idea dwóch stopni jako bezpiecznego progu ocieplenia rozwinęła się w ciągu kilku lat od pierwszej wzmianki ekonomisty Williama Nordhausa z 1975 roku. W połowie lat 90. europejscy ministrowie podpisywali się pod dwustopniowym limitem, a do 2010 roku była to oficjalna polityka ONZ. Rządy podczas spotkania w Cancún zgodziły się na "utrzymanie wzrostu średnich temperatur na świecie poniżej dwóch stopni".
Jesienią 2018 r. naukowcy uderzyli w bardziej dramatyczny ton. Ogłoszono, że jeśli Ziemia ogrzeje się o zaledwie 1,5 stopnia Celsjusza w porównaniu do okresu przedindustrialnego do 2100 roku, a nie o 2 stopnie, to unikniemy zagrażających życiu upałów, suszy i ekstremalnych opadów atmosferycznych, mniej podniesień poziomu morza i mniej gatunków utraconych. Takie m.in. przewidywania przedstawione zostały w głośnym w mediach raporcie, którego podsumowanie zostało opublikowane 8 października 2018 r. przez Międzyrządowy Zespół do spraw Zmian Klimatu (IPCC) po spotkaniu w Incheon w Korei Południowej (3). Opracowanie oparte było na dziesiątkach prac naukowych klimatologów i innych specjalistów z całego świata.
Już przy okazji podpisywania porozumienia paryskiego wielu naukowców ostrzegało, że cel 2-stopniowy nie jest wystarczający, aby zapobiec poważnym zmianom środowiskowym wpływającym na wszystko, począwszy od poziomu morza, poprzez niedobór wody, aż po utratę siedlisk. Podczas rozmów paryskich ponad sto państw, w tym te najbardziej narażone na zmiany klimatyczne, wezwało do obniżenia celu dotyczącego ocieplenia o 1,5 stopnia.
Jak wynika z opracowania IPCC, różnice między dwoma celami dotyczącymi ocieplenia są bardzo wyraźne. Pół stopnia mniej ocieplenia oznacza średnio o 0,1 metra niższy wzrost poziomu morza do końca stulecia. W rezultacie co najmniej 10 mln osób byłoby mniej narażonych na takie ryzyko jak powodzie, uszkodzenia infrastruktury i wtargnięcie słonej wody do zasobów słodkiej wody.
Przy ociepleniu pomiędzy 1,5 a 2 stopnie wielkie pokrywy lodowe planety mogą stać się coraz bardziej niestabilne, co jeszcze bardziej zwiększa groźbę wzrostu poziomu morza. W scenariuszu ocieplenia o 1,5 stopnia przewiduje się, że w okresie letnim Ocean Arktyczny będzie wolny od lodu tylko raz na wiek przy dziesięciokrotnie wyższej częstotliwości w scenariuszu 2-stopniowym. Jak mówił profesor Hans-Otto Pörtner, współprzewodniczący II grupy roboczej IPCC i specjalista biologii morza, wzrost temperatury o 2°C przyniesie niemal całkowitą zagładę raf koralowych, podczas gdy ambitniejszy cel 1,5°C pozwoliłby uchronić 10-30 proc. tych ekosystemów.
Jeśli redukcje emisji się nie powiodą, to idziemy w wyższe rejestry, grubo przekraczające dwa stopnie, a górnej granicy prognoz zbliżającej się do czterech. Od czasu, gdy w latach osiemdziesiątych XIX wieku zaczęto to rejestrować, średnie temperatury powierzchni wzrosły o 1,1°C. Kontynuowanie tej tendencji w przyszłości doprowadziłoby do globalnego ocieplenia w dolnej części podawanego zakresu. Jednak ostatnie obserwacje wykazały, że planeta nie ociepla się równomiernie. Na przykład ocieplenie w niewielkim stopniu dotknęło obszary wschodniego Oceanu Spokojnego i Oceanu Południowego, gdzie zimne, głębokie wody wznoszą się w wielkiej masie na powierzchnię i pochłaniają ciepło i CO2. Modele i zapisy paleoklimatu sugerują, że wody te będą się ostatecznie ocieplać, nie tylko eliminując efekt wymiany, ale również pobudzając tworzenie się nad nimi chmur, które zatrzymają więcej ciepła. Jednak działanie chmur jest bardziej skomplikowane, gdyż także zwiększają albedo ziemskie, powodując odbijanie promieni słonecznych, zanim dotrą do powierzchni, np. stratocumulusy, które tworzą się u wybrzeży. Jak zauważyli klimatolodzy, jeśli rozrastają się one w odpowiedzi na ocieplenie, to mogą mieć efekt chłodzący.
"Prawie stałe"
Klimat jest długoterminową średnią arytmetyczną. Naukowcy, ale obecnie nie wszyscy, przyjmują, że z okresu 30 lat. Taki okres to ustalenie Międzynarodowej Organizacji Meteorologicznej, która w 1929 r. powołała komisję techniczną ds. klimatologii. Na posiedzeniu w 1934 r. w Wiesbaden komisja techniczna wyznaczyła trzydzieści lat od 1901 do 1930 r. jako ramy czasowe odniesienia dla standardowych norm klimatycznych. Zastosowano okres 30 lat, ponieważ jest on wystarczająco długi, aby odfiltrować wszelkie odchylenia lub anomalie występujące w jednym roku lub kilku latach, ale również wystarczająco krótki, aby rozpoznać tendencje zmian. Od niedawna oprócz długofalowych zmian klimatu wyróżnia się również krótsze cykle zmian klimatu. Ta tak zwana zmienność klimatyczna może być reprezentowana przez okresowe zmiany związane z El Niño, La Niña, erupcjami wulkanów lub innymi zmianami w układzie globalnym.
Najczęściej stosowanym schematem klasyfikacji stref klimatycznych była klasyfikacja Köppena (4), która pierwotnie miała na celu identyfikację klimatów związanych z określonymi biomami. Została ona po raz pierwszy opublikowana przez niemiecko-rosyjskiego klimatologa Władimira Köppena w 1884 r., z kilkoma późniejszymi zmianami wprowadzonymi przez Köppena, przede wszystkim w 1918 i 1936 roku. Później klimatolog Rudolf Geiger wprowadził pewne zmiany w systemie klasyfikacji, który nazywany jest dziś też czasem systemem klasyfikacji klimatycznej Köppena-Geigera.
Nowoczesne metody klasyfikacji klimatu można szeroko podzielić na metody genetyczne, które skupiają się na przyczynach klimatu, oraz metody empiryczne, które skupiają się na skutkach klimatu. Przykłady klasyfikacji genetycznej to metody oparte na względnej częstotliwości różnych typów mas powietrza lub lokalizacji w ramach synoptycznych zaburzeń pogody. Przykłady klasyfikacji empirycznych to np. podział na strefy klimatyczne określone przez wytrzymałość roślin, ewapotranspirację, czyli proces parowania terenowego. Wspólną wadą tych schematów klasyfikacji jest to, że tworzą one wyraźne granice pomiędzy zdefiniowanymi przez nie strefami, a nie stopniowe przechodzenie właściwości klimatycznych bardziej powszechnych w przyrodzie.
Istnieje szereg "nieomal stałych" zmiennych, które określają klimat, takich jak szerokość geograficzna, wysokość nad poziomem morza, stosunek powierzchni ziemi do wody oraz bliskość oceanów i gór. Te z pozoru stałe czynniki zmieniają się w okresach liczonych miliony lat z powodu procesów takich jak tektonika płyt. Inne czynniki determinujące klimat są bardziej dynamiczne, np. termohalinowa cyrkulacja oceanu, która prowadzi do ocieplenia północnego Oceanu Atlantyckiego o 5°C w porównaniu z innymi basenami oceanicznymi. Inne prądy oceaniczne redystrybuują ciepło między lądem a wodą w jeszcze mniejszych skalach. Gęstość i rodzaj pokrycia roślinnością wpływa na absorpcję ciepła słonecznego, retencję wody i opady na poziomach lokalnych. Zmienne determinujące klimat są liczne, a interakcje złożone.
Zmienność klimatu to termin określający zmiany stanu średniego i innych cech klimatu (takich jak szanse lub możliwość wystąpienia ekstremalnych zjawisk pogodowych itp.). Część tej zmienności nie wydaje się powodowana systematycznie i występuje w przypadkowych odstępach czasu. Taka zmienność jest nazywana zmiennością losową lub szumem. Z drugiej strony, występuje też zmienność okresowa, stosunkowo regularnie i w różnych trybach zmienności.
Istnieją również, o czym nie można zapominać, silne korelacje pomiędzy oscylacjami klimatu Ziemi a czynnikami astronomicznymi (zmienność Słońca, strumień promieni kosmicznych, efekty odbicia od chmur związane z albedo, periodyczne zmiany parametrów orbity ziemskiej, czyli tzw. cykle Milankovicia). W niektórych przypadkach bieżące, historyczne i paleoklimatyczne oscylacje naturalne bywają maskowane lub zniekształcane przez duże erupcje wulkanów, uderzenia ciał kosmicznych, procesy dodatniego sprzężenia zwrotnego lub antropogeniczne emisje substancji takich jak gazy cieplarniane.
Na przestrzeni lat definicje zmienności klimatu i powiązanego z nią pojęcia zmiany klimatu uległy… zmianie. Termin "zmiana klimatu" oznacza obecnie zmianę, która jest zarówno długoterminowa, jak i wynikająca z działalności człowieka, choć jeszcze w latach 60. XX wieku termin ten był używany w odniesieniu do tego, co obecnie określamy jako zmienność klimatu, najogólniej związana z wszystkim, co pozaludzkie. Ramowa Konwencja Narodów Zjednoczonych w sprawie Zmian Klimatu (UNFCCC) używa terminu „zmienność klimatu” w odniesieniu do zmian niespowodowanych przez człowieka.
System jak żywe ciało
Do opisu stanu, zmienności i zmian klimatu oraz do prognoz na przyszłość służą nam modele klimatyczne, które wykorzystują metody ilościowe do symulacji interakcji atmosfery, oceanów, powierzchni ziemi i lodu. Na poziomie najbardziej ogólnym modele te polegają na analizie równowagi energii docierającej na Ziemię w postaci elektromagnetycznych fal krótszych (w tym światła widzialnego) z energią emitowaną przez Ziemię na zewnątrz w postaci fal dłuższych (podczerwień). Brak równowagi pomiędzy nimi powoduje zmianę średniej temperatury Ziemi.
W odróżnieniu od klimatu pogoda to warunki atmosferyczne w krótkim okresie. Najczęściej mierzone zmienne meteorologiczne to temperatura, wilgotność, ciśnienie atmosferyczne, wiatr i opady. Na klimat danej lokalizacji mają wpływ: jej szerokość geograficzna, ukształtowanie terenu i wysokość nad poziomem morza, a także pobliskie akweny i prądy w nich płynące. Większość ludzi myśli o pogodzie w kategoriach temperatury, wilgotności, opadów, zachmurzenia, jasności, widoczności, wiatru i ciśnienia atmosferycznego, jak w przypadku wysokiego i niskiego ciśnienia. Bardziej szczegółowo pod pojęciem pogody rozumiemy m.in. poziom nasłonecznienia, deszczu, zachmurzenie, wiatr, grad, śnieg, mróz, powódź, zamiecie, burze lodowe, burze z piorunami, fale opadów pochodzących zimnego lub ciepłego frontu, fale upałów i wiele innych czynników.
Na Ziemi większość zjawisk pogodowych występuje w najniższym poziomie atmosfery planety, troposferze. Różnice pogodowe mogą wynikać z kąta padania promieni słonecznych w danym miejscu, który zmienia się w zależności od szerokości geograficznej. Silny kontrast temperaturowy między powietrzem polarnym a tropikalnym powoduje powstawanie cyrkulacji atmosferycznych o największej skali w postaci komórek Hadleya, komórek Ferrela, komórek polarnych (5) i jetstreamów. Dodatkowo systemy pogodowe na średnich szerokościach geograficznych, takie jak cyklony pozatropowe, są powodowane przez niestabilność przepływu jetstreamu. To tylko ogólny opis cyrkulacji, bo ziemski system klimatyczno-pogodowy jest systemem chaotycznym, a małe zmiany w jednej części mogą mieć duży wpływ na cały system.
Różnice temperatur w atmosferze generują różnice ciśnień. Gorąca powierzchnia ogrzewa znajdujące się nad nią powietrze, powodując jego rozszerzanie się i zmniejszanie gęstości oraz wynikającego z tego ciśnienia. Różnice ciśnień przesuwają powietrze z obszarów o wyższym do obszaru o niższym ciśnieniu, tworząc wiatr. Sprawy się komplikują, gdyż obrót Ziemi powoduje ugięcie tego przepływu powietrza ze względu na efekt Coriolisa.
Ziemski system klimatyczny jest jak żywe ciało - opiera się na wielu powiązanych ze sobą elementach. Kriosfera (śnieg i lód): Schładza Ziemię poprzez odbijanie przychodzącego światła słonecznego, ograniczając ilość ciepła pochłanianego przez powierzchnię.
Atmosfera (powietrze): Chłodzi Ziemię poprzez odbijanie przychodzącego światła słonecznego, ograniczając ilość ciepła pochłanianego przez powierzchnię. Izoluje Ziemię poprzez uwięzienie ciepła i transportowanie ciepła i pary wodnej.
Litosfera (lita ziemia): Absorbuje energię słoneczną, wypromieniowuje ciepło i magazynuje węgiel; kontynenty i lądowiska pomagają kierować prądy morskie i wiatrowe.
Biosfera (żywe organizmy): Pochłania energię słoneczną, emituje ciepło i magazynuje węgiel; kontynenty i ukształtowanie terenu pomagają kierować prądami oceanicznymi i wiatrowymi: Organizmy pochłaniają węgiel i wymieniają go z atmosferą i oceanem.
Hydrosfera (woda): Organizmy pobierają węgiel i wymieniają go z atmosferą i oceanem. Ocean pochłania ciepło i węgiel, transportuje je dookoła planety i naturalnie kontroluje atmosferyczną emisję CO2. Działa on jak gałka kontrolna, pochłaniając lub uwalniając węgiel i ciepło w odpowiedzi na zmiany w atmosferze.
Węgiel stale przemieszcza się pomiędzy oceanem, atmosferą, biosferą i innymi elementami systemu klimatycznego. Naturalna wymiana węgla pomiędzy tymi składnikami, zwanymi zbiornikami, reguluje zawartość CO2 w atmosferze, stabilizując tym samym temperaturę Ziemi. Spalanie paliw kopalnych uwalnia węgiel do atmosfery szybciej niż procesy naturalne mogą go usunąć, co zaburza równowagę obiegu węgla.
Istnieją trzy fundamentalne zjawiska, które dyktują klimat Ziemi i nasze środowisko. Pierwszy to ogrzewanie planety przez Słońce, zrównoważone promieniowaniem energii w przestrzeń kosmiczną. Drugi to reakcje atmosfery, oceanu, lądu i lodu na ogrzewanie, które dostarczają sprzężenia zwrotnego łagodzącego lub wzmacniającego zmiany temperatury planety, I w końcu istnieją regionalne systemy środowiskowe, które mają własne wzorce zmienności klimatycznej podyktowane ich wyjątkowymi warunkami fizyczno-chemiczno-biologicznymi. Systemy te reagują na stan równowagi energetycznej planety, a także na inne lokalne systemy za pomocą układów połączeń i zależności.
49 proc. promieniowania słonecznego jest pochłaniane przez powierzchnię Ziemi. Dalsze 20 proc. przez atmosferę. Energia ta ogrzewa planetę. Ziemia zaczyna wypromieniowywać energię z powrotem w przestrzeń kosmiczną. Energia pochodząca od Słońca to długości fal w zakresie 0,3-1 μm, natomiast energia emitowana przez powierzchnię Ziemi lokuje się w długościach fal podczerwieni 4-11 μm. Długości fal są podyktowane temperaturą emitera. Ziemia jest chłodniejsza od Słońca, więc promieniuje na dłuższej długości fali.
Proste równanie bilansu energii przyjmowanej i emitowanej przez Ziemię ze strumieniem słonecznym mierzonym w górnej części atmosfery daje wartość 254 K (–19,2°C) i tyle wynosiłaby średnia temperatura naszej planety, gdyby ten system był prosty. Zbliżona do tej wartości temperatura panuje średnio jedynie w górnej części troposfery. Średnia temperatura na powierzchni Ziemi wynosi około 14°C. Ziemski klimat jest cieplejszy, niż wynika z prostych rachunków bilansu energii napływającej ze Słońca i emitowanej przez Ziemię.
Wyższa od oczekiwanej temperatura powierzchni Ziemi pochodzi z tego, że niższe warstwy atmosfery gromadzą energię, zmniejszając jej ilość dochodzącą do większej wysokości i uciekającą w przestrzeń kosmiczną. Promieniowanie emitowane przez Ziemię jest częściowo pochłaniane przez parę wodną, dwutlenek węgla i inne gazy cieplarniane (6) w atmosferze (efekt cieplarniany).
Ziemia zatrzymuje większość swojej energii na powierzchni lądu i oceanu, tak że atmosfera jest ogrzewana od dołu, a oceany ogrzewane od góry. Poza tym ogrzewanie powierzchniowe jest nierównomierne. Znacznie więcej ciepła jest absorbowane na małych szerokościach geograficznych niż na dużych. Różnica ta rozkłada dopływ energii słonecznej na coraz większe obszary powierzchni ziemi lub oceanu, tak że każdy metr kwadratowy otrzymuje coraz mniej ciepła w miarę przemieszczania się w kierunku bieguna.
Na małych szerokościach geograficznych powierzchnia Ziemi faktycznie pochłania więcej energii, niż jej górna atmosfera emituje w przestrzeń (nadwyżka energii), podczas gdy na dużych szerokościach geograficznych jest odwrotnie (deficyt energii). Dzieje się tak, ponieważ równoleżnikowy gradient temperatury w górnej troposferze jest mniejszy niż gradient temperatury na powierzchni. Oczywiście, absorpcja większej ilości energii na małych szerokościach geograficznych i odwrotna sytuacja, bliżej biegunów, nie jest trwała. Musi istnieć równowaga, aby temperatury ustabilizowały się na całej planecie, a to wymaga transferu ciepła z rejonu równikowego na większe szerokości geograficzne. Przenoszenie odbywa się za pomocą ruchów na dużą skalę w atmosferze, o czym pisaliśmy wyżej, ale także w oceanach.
Wywołane skomplikowanymi konfiguracjami różnic temperatur i ciśnień wiatry powierzchniowe wieją nad oceanami i poruszają wodą, która reaguje na tarcie wiatrów na powierzchni morza przepływem w postaci prądów oceanicznych. Oczywiście, w miarę jak woda zaczyna się poruszać, pojawia się efekt Coriolisa, a prądy wędrują na zachód, jeśli kierują się na mniejsze szerokości geograficzne, i na wschód, jeśli kierują się w stronę bieguna. Powierzchniowe prądy oceaniczne tworzą z grubsza kręgi. Prądy powierzchniowe oceanów poruszają się w stosunkowo cienkiej górnej warstwie morza, która jest ogrzewana przez Słońce. Jest ona mniej gęsta i bardziej odporna na opadanie i mieszanie się z dolnymi warstwami wód oceanicznych. W rezultacie powstaje bariera pomiędzy ciepłą wodą wierzchnią a zimną głębinową, zwana termokliną, która rozwija się szczególnie na mniejszych i średnich szerokościach geograficznych i która oddziela wody powierzchniowe od głębokiego oceanu. Granica ta występuje zwykle w odległości kilkuset metrów od powierzchni. Poniżej niej większość masy wodnej oceanów (do średniej głębokości około 3800 m) jest zimna i odizolowana od wiatrów.
Odizolowana tylko do pewnego momentu. Zimna woda z głębin wydostaje się na powierzchnię i miesza z cieplejszą tam, gdzie warstwowy, oceaniczny przepływ wody ulega załamaniu i woda powierzchniowa tonie w wyniku procesów, które zwiększają jej gęstość. Główną przyczyną destabilizacji słupa wody jest ekstremalne ochłodzenie w połączeniu z tworzeniem się lodu morskiego. Masy wody głębokiej wydostają się na dużych szerokościach geograficznych, szczególnie w Atlantyku. Głębokie wody uwolnione Atlantyku rozprzestrzeniają się do innych basenów oceanicznych za pomocą obwodnicy, która otacza Antarktydę. Ta droga morska służy jako rondo łączące wszystkie oceany świata i pozwalające na rozprzestrzenienie się głębokich, zimnych wód Atlantyku ostatecznie na Pacyfik. Średnio, podróż trwa około 800 lat. Po drodze woda znajduje też inne drogi na powierzchnię.
Dodatkowo dzięki efektowi Coriolisa i wiatrom dochodzi do tzw. upwellingu, w którym głębsze wody podnoszą się i zastępują wodę oderwaną od brzegu. Upwelling jest szczególnie skuteczny w okolicach Antarktydy, ponieważ tamtejszy słup wody jest jednolicie zimny, co oznacza, że bariera termokliniczna dla ruchu pionowego jest słaba, a wody mogą być pobierane z głębokości. Upwelling nie jest jedyną drogą wyjścia z głębokiego morza. Woda przepływająca przez zmienną topografię dna morskiego może doświadczać silnego mieszania, które jest szczególnie skuteczne tam, gdzie pionowe gradienty temperatury są małe (słaba termoklina), co często ma miejsce na większych szerokościach geograficznych. Tam, gdzie dno morskie jest nierówne, przepływ prądów głębinowych samoczynnie generuje ruch w górę słupa wody.
Im zimniejsza jest woda, tym więcej CO2 może zaabsorbować. Tak więc zimny ocean powierzchniowy może pochłaniać i pochłania CO2 z atmosfery. Oczywiście zdarza się to głównie na szerokościach polarnych, potem zimne wody wracają. W ten sposób głęboki ocean staje się składowiskiem rozpuszczonego węgla. Także rośliny wodne mają w tym pochłanianiu swój udział, gdy w procesie fotosyntezy pobierają dwutlenek węgla. W dalszym cyklu pokarmowym ten związany węgiel trafia również do głębin. Zatem oceany mają ogromny wpływ na globalny klimat jako regulatory. Ich ocieplanie na zasadzie sprzężenia zwrotnego osłabia ich pozytywny wpływ na zawartość gazów cieplarnianych w atmosferze i na klimat.
Prognozy potrzebne nie tylko do decyzji o wzięciu parasola
Pogoda i jej zmiany odegrały dużą i czasami bezpośrednią rolę w historii ludzkości. Oprócz zmian klimatycznych, które spowodowały stopniowe odpływy ludności (na przykład pustynnienie Bliskiego Wschodu i tworzenie się mostów lądowych w okresach lodowcowych), ekstremalne zjawiska pogodowe spowodowały ruchy ludności na mniejszą skalę i wtrącały się bezpośrednio w wydarzenia historyczne. Jednym z takich wydarzeń jest uratowanie Japonii przed inwazją mongolskiej floty chana Kubiłaja przez wiatr Kamikadze w 1281 r. Francuskie roszczenia do Florydy zakończyły się w 1565 r., kiedy to huragan zniszczył flotę francuską, umożliwiając Hiszpanii podbicie Fortu Caroline. Mała epoka lodowcowa spowodowała w Europie klęski żywiołowe i głód a w konsekwencji także zapewne wojny, np. potop szwedzki. W latach 90. XVI wieku we Francji doszło do najgorszego od średniowiecza głodu. W latach 1696-1697 Finlandia doświadczyła poważnego głodu, podczas którego zmarło około jednej trzeciej ludności Finlandii.
Ludzie od tysiącleci, a formalnie od co najmniej XIX wieku, podejmują próby prognozowania pogody. W 1904 r. norweski naukowiec Vilhelm Bjerknes po raz pierwszy przekonywał w swoim artykule "Prognozowanie pogody jako problem w mechanice i fizyce", że powinna istnieć możliwość prognozowania pogody na podstawie obliczeń opartych na prawach naturalnych. Dopiero później, w XX wieku, postęp w rozumieniu fizyki atmosferycznej doprowadził do powstania nowoczesnych liczbowych prognoz pogody.
W 1922 r. Lewis Fry Richardson po znalezieniu swoich notatek, które sporządzał jako kierowca karetki pogotowia w czasie I wojny światowej, opublikował "Weather Prediction By Numerical Process", opisujący równania dynamiki płynów rządzące przepływem atmosferycznym, które mogą zostać wykorzystane do prognozowania. Richardson chciał, by obliczeń dokonywały zespoły liczące tysiące osób. Było to jednak nierealne.
Pierwsze prognozy pogody uzyskane w ten sposób wykorzystywały jednopoziomowe modele i mogły z powodzeniem przewidywać wzory atmosferycznych niżów i wyżów. W latach 60. XX wieku chaotyczna natura atmosfery została po raz pierwszy matematycznie opisana przez Edwarda Lorenza, twórcę teorii chaosu. Odkrycia te doprowadziły do współczesnych metod prognozowania. W końcu opracowano modele matematyczne służące do prognozowania długookresowej pogody Ziemi (modele klimatyczne), których dokładność jest obecnie równie mała jak starszych modeli prognozowania pogody. Te modele klimatyczne są wykorzystywane do badania długookresowych zmian klimatu, np. prób określenia, jakie skutki może mieć emisja gazów cieplarnianych przez człowieka, o których była wyżej mowa.
Obecnie prognozowanie pogody odbywa się poprzez zbieranie danych ilościowych na temat aktualnego stanu atmosfery i wykorzystywanie naukowej wiedzy na temat procesów zachodzących w atmosferze do prognozowania jej ewolucji. Do określania przyszłych warunków wykorzystywane są modele prognostyczne przygotowywane przez potężne superkomputery (7). Z drugiej strony, do wybrania najlepszego możliwego modelu, na którym opiera się prognoza nadal potrzebny jest wkład człowieka, co wiąże się z wieloma dyscyplinami, takimi jak umiejętności rozpoznawania wzorców, znajomość powiązań systemów, znajomość działania modelu itd.
Chaotyczna natura atmosfery, ogromna moc obliczeniowa wymagana do rozwiązania równań opisujących atmosferę, błędy związane z pomiarami warunków początkowych oraz niepełne zrozumienie procesów zachodzących w atmosferze oznaczają, że prognozy stają się mniej dokładne wraz ze wzrostem różnicy między czasem bieżącym a czasem, na który prognoza jest sporządzana.
Na prognozy pogody czeka wielu ludzi, nie tylko z ciekawości i by wiedzieć, w co się ubrać, wychodząc z domu i czy wziąć parasol. Prognozy oparte na temperaturze i opadach są ważne dla rolnictwa i dla podmiotów handlujących produkowanymi przez nie towarami na rynkach giełdowych. Na dane pogodowe czekają gleboznawcy, hydrologowie rolniczy i agronomowie, osoby zajmujące się badaniem wpływu pogody i klimatu na rozmieszczenie roślin, wydajność upraw, efektywność wykorzystania wody, fenologię rozwoju roślin i zwierząt oraz bilans energetyczny zarządzanych i naturalnych ekosystemów. Z drugiej strony, interesuje ich wpływ wegetacji na klimat i pogodę. Prognozy temperaturowe są wykorzystywane przez przedsiębiorstwa użyteczności publicznej do oszacowania popytu w nadchodzących okresach. Meteorologia lotnicza zajmuje się wpływem pogody na zarządzanie ruchem lotniczym.
Jest też poddziedzina, zwana hydrometeorologią, która zajmuje się cyklem hydrologicznym, budżetem wodnym i statystykami opadów burz. Hydrometeorolog przygotowuje i wydaje prognozy kumulacji opadów, ulewnych deszczy, obfitych opadów śniegu, a także wskazuje obszary, w których może dojść do gwałtownych powodzi. Zazwyczaj zakres wymaganej wiedzy pokrywa się z klimatologią, meteorologią mezoskalową i synoptyczną oraz innymi geonaukami. Meteorologia morska zajmuje się prognozami dotyczącymi powietrza i fal oddziałujących na statki morskie. Meteorologia środowiskowa analizuje fizyczne i chemiczne rozpraszanie zanieczyszczeń przemysłowych, opierając się na parametrach meteorologicznych, takich jak temperatura, wilgotność, wiatr i różne warunki pogodowe.
Prognozowanie klimatu całej Ziemi w perspektywach dziesiątek i setek lat, to jak wspominamy wyżej, wciąż zadanie nad wyraz trudne. Tak, jak wiemy tylko ogólnie, jaki był klimat Ziemi przed milionami lat, nie wiemy dokładnie, co wydarzy się w przyszłości. Najczęściej prognozując w tych skalach czasowych, przyjmujemy pewne warianty uzależnione głównie od poziomu emisji gazów cieplarnianych (8). Podejrzewamy, że to nie wszystko, ale w tej chwili nie wiemy jeszcze o wszystkim, czego nie wiemy. Poza tym zdarzyć się może coś niespodziewanego, co błyskawicznie zmieni klimat w skalach globalnych. Jest to więc wszystko bardzo, bardzo, skomplikowane, niestety.
Mirosław Usidus
Zobacz także:
Karbin - jednowymiarowy węgiel
Ocieplenie mrożące krew w żyłach
Historia Ziemi wciąż niezbyt znana. Gruz i błoto
