éghajlatváltozás zajlik bolygónkon. Nem rövid
idejű, regionálisan jelentkező, globálisan azonban hosszabb idő alatt
kiegyenlítődő anomáliákról van szó, hanem globális átlagban is
megfigyelhető, tendenciaszerű változásról, ami jelen tudásunk szerint
szignifikánsan meghaladja az éghajlat természetes ingadozásából fakadó
mértéket (IPCC, 2007). Múltbeli tapasztalataink mutatják, hogy az
éghajlatváltozások jelentősen átformálhatják bolygónk képét. A
történelmi időkben a regionális éghajlat-ingadozások is virágzó
kultúrákat dönthettek romba, semmisíthettek meg, így nem érdektelen
tisztázni, hogy a jelenleg észlelhető igen gyors éghajlatváltozást mi
okozhatja, mire számíthatunk a jövőben.
Éghajlatváltozás megindulásához valamely elsődleges
éghajlat-alakító tényező megváltozása szükséges. Az így meginduló
éghajlatváltozás hatására léphetnek csak működésbe a visszacsatolási
mechanizmusok, amelyek jellegüktől függően ráerősíthetnek a megindult
éghajlatváltozásra vagy mérsékelhetik az elsődleges tényező hatását.
Napunk energiakibocsátása folyamatosan változik. A
11 éves naptevékenységi ciklus rövid periódusideje miatt az éghajlatot
érdemben nem befolyásolja. Bár az elmúlt száz évben a Nap
energiakibocsátása némelyest erősödött, ezzel az energiatöbblettel nem
tudjuk megmagyarázni az észlelt tendenciaszerű globális melegedés
mértékét (Foukal et al., 2006).
Az alatt a rövid időtartam alatt, amióta a
jelenkori globális éghajlatváltozást észleljük, éghajlatot befolyásoló
mértékű geológiai változások nem zajlottak le a bolygón. Nem változott
érdemben a kontinensek elhelyezkedése, domborzata, ami így nem
indokolhatja a lég- és tengeráramlatok megváltozását, amelyek
módosíthatták volna a felszín-légkör rendszer2 energiaeloszlását. Az
emberi eredetű felszíni változások (területhasználat-változás,
jégfelületek elszennyezése) valamelyest módosították a bolygó
albedóját, de ez távolról sem tűnik elegendőnek a tapasztalt
éghajlatváltozás megindításához (IPCC, 2007). A jelenlegi
éghajlatváltozás okát tehát a harmadik elsődleges éghajlat-alakító
tényezőnél, a légkör összetételében kell keresnünk. Felmelegedést
okozhat, ha a légkör rövidhullámú sugárzás-átbocsátása nő és/vagy
hosszúhullámú átbocsátása csökken.
Az antarktiszi és a grönlandi jégfuratminták arról
tanúskodnak, hogy a légkör összetétele az elmúlt 200−300 évben
jelentősen, az üvegházhatású gázok tekintetében tendenciaszerűen
megváltozott, és ezek a változások ma is zajlanak (IPCC, 2007). Ezen
az időskálán a bioszféra evolúciója vagy a geokémiai folyamatok
alacsony anyagfluxusaik miatt gyakorlatilag nem tudnak befolyást
gyakorolni a légkör összetételére. Intenzív vulkáni tevékenység sem
indult meg ebben az időszakban. A lezajlott néhány jelentős
vulkánkitörés a légkörbe bocsátott nagy mennyiségű kén-dioxid és a
belőle képződő szulfát-részecskék, továbbá a kapcsolódó
vízgőz-visszacsatolás révén okozott ugyan átmeneti lehűlést, de mivel
ezek a részecskék egy-két éven belül kiürültek még a sztratoszférából
is, így hosszú távú hatásuk nem volt. A vulkáni eredetű szén-dioxid
mennyisége az elmúlt évezredekben az egyéb forrásokhoz képest
elenyésző volt. A légköri szén-dioxid-adatokból a legnagyobb kitörések
sem mutathatók ki. A jelenkori vulkáni tevékenység hatása paradox
módon a légköri szén-dioxid-mennyiség átmeneti csökkenésében
(napjainkban: a növekedési ütem átmeneti mérséklődésében) jelentkezik.
Ennek oka az, amit a jégkorszakok kialakulásánál vázoltunk: a lehűlés
növeli az óceánok szén-dioxid-felvételét és mérsékli a szárazföldi
források hozamát, azaz összességében csökkenti a légköri
koncentrációt.
A légkör rövidhullámú sugárzásátvitelét befolyásoló
aeroszolrészecske-mennyiség, a légkör „homályossága” az elmúlt egy-két
évszázadban számottevően változott, és ez elsősorban az ipari
tevékenységnek tulajdonítható (Tsigaridis et al., 2006). Az ipari
forradalom kibontakozásával gyors ütemben növekedni kezdett a
fosszilis tüzelőanyagok − kezdetben elsősorban a szén – energetikai
célú elégetése. A szénben (kisebb mértékben a kőolajban)
szennyezésként jelenlévő kénből kén-dioxid lesz, amelyből a légkörben
szulfát-részecskék képződnek. Az egyre növekvő kibocsátás a második
világháború után már olyan méreteket öltött, hogy az okozott
környezeti károkat (például: halálos áldozatokat követelő
szmog-epizódok, környezetsavasodás, korróziós károk stb.) már nem
lehetett tovább figyelmen kívül hagyni. Így az 1980-as években az
iparilag fejlett országokban már mérséklődött a kibocsátás, míg az
ipari fejlődésben később indult ázsiai országokban a kén-dioxid
kibocsátásának csökkenését csak az ezredfordulót követően sikerült
elérni.
Az emberi eredetű szulfátrészecskék mennyiségének
megnövekedése mérsékelte a légkör rövidhullámú átbocsátóképességét, a
felszínt elérő energiamennyiséget. A szakirodalomban global dimming,
azaz globális elhomályosulás néven emlegetett jelenség szerepet
játszhatott a második világháború előtt már észlelt (Callendar, 1938),
de akkor még statisztikailag nem szignifikáns globális melegedési
tendencia átmeneti megtorpanásában (Wild, 2009). Gondolhatnánk, hogy a
felmelegedés az aeroszol-koncentráció utóbbi évtizedekben
bekövetkezett csökkenésével, az égbolt „kifényesedésével” (global
brightening [Wild, 2009]) van összefüggésben, de ez a hatás csak arra
lenne elegendő, hogy visszaálljanak a korábbi, a kén-dioxid-kibocsátás által még kevésbé befolyásolt éghajlati
viszonyok. A jelenlegi melegedési tendencia magyarázatához meg kell
vizsgálnunk a hosszúhullámú sugárzásátbocsátás alakulását is.
A légkörben számos olyan gáz van, amely
befolyásolja a hosszúhullámú sugárzásátvitelt. A légkör ún.
üvegházhatása szempontjából a vízgőz a legjelentősebb. A vízgőz
légköri mennyiségét a párolgás és a csapadékképződés folyamatai
szabályozzák, amelyek viszont az éghajlati viszonyoktól függnek. Így a
légköri vízgőz nem lehet éghajlatváltozás kiváltója, de a
visszacsatolások révén jelentős szerepet játszhat a valamilyen okból
már megindult éghajlatváltozás mértékében. Különösen fontos lehet a
felhőzet alakulásán keresztül megvalósuló visszacsatolás, hiszen a
felhőborítottság mind a rövidhullámú, mind a hosszúhullámú
sugárzásátvitelt befolyásolja. E területen azonban tudásunk
meglehetősen bizonytalan. Újabb keletű munkák inkább a pozitív
visszacsatolást valószínűsítik (Dessler, 2010).
A második legfontosabb üvegházhatású gáz a
szén-dioxid. Mennyisége több évezredes viszonylagos stabilitás után az
elmúlt 250 évben közel 40%-kal növekedett (WMO, 2010). Geológiailag
rövid időskálán a légkör szén-dioxid tartalmában az óceánok és a
bioszféra játssza a meghatározó szerepet. Az óceánok
szén-dioxid-forgalma azonban a hőmérséklet, az óceáni áramlások
megváltozása nélkül nem változik, azaz az óceánok nem játszhatnak
kezdeményező szerepet a légköri szén-dioxid szintjének változásában.
Ugyanez mondható el a bioszféráról is, amelynek szén-dioxid forgalma
az éghajlat alakulásától függ.
A légköri szén-dioxid izotópösszetételének
elemzéséből azt tudjuk, hogy a növekmény olyan szén-dioxidból
származik, amely év százezredek óta nem volt kölcsönhatásban a
légkörrel. A légkörben a kozmikus sugárzás hatására (a kozmikus
sugárzás ingadozásán belül) egyenletesen képződik a szén 14-es
tömegszámú, radioaktív izotópja, ami 5730 éves felezési idővel el is
bomlik. A mérések szerint a légköri szén-dioxid relatív 14C aránya
(figyelembe véve a légköri nukleáris robbantások és az atomerőművek
hatását is) folyamatosan csökken, azaz a légkörbe 14C-mentes,
fosszilis eredetű szén-dioxid kerül (Suess, 1955; Levin et al., 2008).
A kőzetek kémiai mállásának üteme nem változott ilyen ugrásszerű
mértékben az elmúlt évszázadokban, és a vulkáni tevékenység sem mutat
feltűnő növekedést. Ráadásul, mint fentebb említettük, a legnagyobb
vulkánkitörések szén-dioxid kibocsátása sem eredményezett látható
ugrást a légköri szén-dioxid koncentrációjában.
A holocénnek az ipari forradalom előtti időszakában
a légkör szén-dioxid mérlege meghökkentő mértékben kiegyensúlyozott
volt. Az óceánok és a légkör, valamint a bioszféra és a légkör
közötti, széntömegben kifejezve évi 200 gigatonna körüli anyagforgalom
mellett – hosszabb időszak átlagában − az anyagforgalom
kiegyensúlyozatlansága mindössze kb. 0,004 gigatonna/év volt. Tízezer
év alatt ez 20 ppm-es növekedést eredményezett a légkör szén-dioxid
koncentrációjában. Ezekkel az értékekkel vetendő össze az emberi
tevékenység 10 gigatonna/év-hez közelítő (Friedlingstein et al., 2010)
szén-dioxid kibocsátása, amelynek mintegy fele a légkörben marad évi 2
ppm körüli koncentrációnövekedést okozva. Azt, hogy nem a teljes
kibocsátott mennyiség marad a légkörben, a különböző visszacsatolási
mechanizmusoknak köszönhetjük.
A szén-dioxid és a vízgőz mellett kisebb mértékben
néhány más gáz is hozzájárul a légkör természetes üvegházhatásához. A
metán mennyisége az elmúlt 250 évben másfélszeresére nőtt, míg a
dinitrogén-oxid növekedése 20% közelében van (WMO, 2010). A
dinitrogén-oxid növekedése folyamatos, míg a metánkoncentráció
növekedésében az 1990-es években, a 2000-es évek elején átmeneti
megtorpanást tapasztaltunk. Mindkét gáz keletkezésében fontos szerepet
játszanak az éghajlatfüggő biotikus folyamatok, míg a metán esetében
megemlíthetők éghajlattól független, abiotikus, geológiai folyamatok
is. Nincs jele annak, hogy az utóbbiakban olyan mértékű változás
történt volna, amely a megfigyelt jelentős légköri
koncentráció-növekedést indokolná, míg a biotikus források hozama az
adott időskálát tekintve csak az éghajlatváltozás hatására
változhatott. Az emberi tevékenység légszennyező hatása miatt a légkör
oxidatív kapacitása az elmúlt évszázadban nőtt, ami nemcsak hogy nem
lassította a metán távozását a légkörből, de valamelyest még
gyorsíthatta is, míg a dinitrogén-oxidot elbontó fotokémiai folyamat
sebességében nem következett be érdemi változás.
A dinitrogén-oxid esetében az antropogén források
(mezőgazdaság, állattenyésztés, ipari tevékenység, fosszilis
tüzelőanyagok felhasználása stb.) megközelíti, míg metán esetében
(mezőgazdaság, állattenyésztés, ipari tevékenység, fosszilis
tüzelőanyagok felhasználása, szerves hulladék stb.) jóval meg is
haladja a természetes források hozamát (IPCC, 2007).
A hosszúhullámú átvitel tárgyalása során a már fent
említett felhőzethatáson kívül szót kell ejtenünk az ebben a
spektrális tartományban is aktív koromrészecskékről is. Ezek jelentős
része ugyancsak antropogén eredetű, a tüzelőanyagok tökéletlen
égéséből származik. A koromrészecskék mérséklik a rövidhullámú
sugárzásátvitelt is, de jelenlegi tudásunk szerint eredő hatásuk
inkább fűti, semmint hűti a bolygót (IPCC, 2007).
Összefoglalás
Összefoglalva megállapíthatjuk, hogy a jelenlegi, példátlanul gyorsnak
tűnő éghajlatváltozást elsősorban a légkör összetételének változása
gerjesztheti, és ennek hátterében döntően az emberi tevékenység áll.
Mennyiségénél fogva az éghajlatváltozás fő vezérlője a szén-dioxid.
Ennek koncentrációnövekedése az, ami közvetlenül, illetve a
gerjesztett visszacsatolásokon keresztül megszabja bolygónk
éghajlatát. Komoly problémát jelent, hogy míg a viszonylag gyors
légköri kémiai folyamatok az antropogén kibocsátás megszűnését
követően gyorsan kivonnák a légkörből a többlet metánt és
dinitrogén-oxidot (átlagos légköri tartózkodási idejük kb. tizenkét,
illetve száztizennégy év [IPCC, 2007]), a források és a nyelők a
megváltozott éghajlat melletti természetes szinten egyensúlyba
kerülnének, addig a szén-dioxidot az emberi időléptékkel mérve csak
végtelenül lassú geokémiai folyamatok tudják eltávolítani a levegőből.
A bioszféra és az óceán viszonylag gyorsan egyensúlyba kerül a
légkörrel, így tőlük hosszabb távon nettó szén-dioxid-felvétel nem
várható. A gondatlanul felfűtött klíma minden, nehezen felbecsülhető
környezeti, gazdasági, társadalmi és politikai következményével együtt
év tízezredekig érezteti még hatását.
Kulcsszavak: éghajlati rendszer, éghajlatváltozás, üvegházhatás
IRODALOM
Callendar, Guy Stewart (1938): The
Artifical Production of Carbon Dioxide and Its Influence on
Temperature. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society.
64, 223–240., Doi: 10.1002/Qj.49706427503 •
WEBCÍM >
Davies, J. Huw – Davies, D. Rhodri
/(2010): Earth’s Surface Heat Flux. Solid Earth. 1, 5-24., •
WEBCÍM >
Dessler, Andrew E. (2010): A Determination
of the Cloud Feedback From Climate Variations over the Past Decade.
Science. 330, 1523–1527. Doi: 10.1126/Science.1192546 •
WEBCÍM >
Donnadieu, Yannick – Goddéris, Y. –
Ramstein, G. – Nédélec, A. – Meert, J. (2004): A ’Snowball Earth’
Climate Triggered by Continental Break-up Through Changes in Runoff.
Nature. 428, 303–306. Doi:10.1038/Nature 02408
EIA (2010): Energy Outlook, 2010. Doe/Eia-0484(2010) •
WEBCÍM >
Foukal, Peter – Fröhlich, C. – Spruit, H.
– Wigley, T. M. L. (2006): Variations in Solar Luminosity and Their
Effect on the Earth’s Climate. Nature. 443, 161–166., Doi:
10.1038/Nature 05072
Friedlingstein, Pierre – Houghton, R. A. –
Marland, G. – Hackler, J. – Boden, T. A. – Conway, T. J. – Canadell,
J. G. – Raupach, M. R. – Ciais, P. – Quéré, C. L. (2010): Update on
CO2 Emissions. Nature Geoscience. 3, 811–812. Doi: 10.1038/Ngeo 1022
Hansen, James – Sato, M. – Kharecha, P. –
Beerling, D. – Berner, R. – Masson-Delmotte, V. – Pagani, M. – Raymo,
M. – Royer, D. L. – Zachos, J. C. (2008): Target Atmospheric CO2:
Where Should Humanity Aim? The Open Atmospheric Science Journal. 2,
217–231. Doi: 10.2174/1874282300802010217 •
WEBCÍM >
IPCC (Solomon, Susan – Qin, D. – Manning,
M. et al. eds.) (2007): Climate Change 2007: The Physical Science
Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report
of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University
Press, Cambridge– New York •
WEBCÍM >
Levin, Ingeborg – Hammer, S. – Kromer, B.
– Meinhardt, F. (2008): Radiocarbon Observations in Atmospheric CO2:
Determining Fossil Fuel CO2 over Europe Using Jungfraujoch
Observations as Background. Science of the Total Environment. 391,
211–216. Doi: 10.1016/J.Scitotenv.2007.10.019
Mann, Michael E. – Zhang, Z. – Rutherford,
S. – Bradley, R. S. – Hughes, M. K. – Shindell, D. – Ammann, C. –
Faluvegi, G. – Ni, F. (2009): Global Signatures and Dynamical Origins
of the Little Ice Age and Medieval Climate Anomaly. Science. 326,
1256–1260. Doi: 10.1126/Science.1177303 •
WEBCÍM >
Suess, Hans E. (1955): Radiocarbon
Concentration in Modern Wood. Science. 122, 415–417. Doi:
10.1126/Science.122.3166.415-A •
WEBCÍM >
Trenberth, Kevin E. – Fasullo, J. T. – Kiehl, J. (2009): Earth’s
Global Energy Budget. Bulletin of the American Meteorological Society.
90, 311–323. Doi: 10.1175/2008bams2634.1 •
WEBCÍM >
Tsigaridis, Konstantinos – Krol, M. –
Dentener, F. J. – Balkanski, Y. – Lathière, J. – Metzger, S. –
Hauglustaine, D. A. – Kanakidou, M. (2006): Change in Global Aerosol
Composition Since Preindustrial Times. Atmospheric Chemistry and
Physics. 6, 5143–5162., Doi: 10.5194/Acp-6-5143-2006 •
WEBCÍM >
Wild, Martin (2009): Global Dimming and
Brightening: A Review. Journal of Geophysical Research. 114, D00D16,
31. Doi: 10.1029/2008jd011382 •
WEBCÍM >
WMO (2010): The State of Greenhouse Gases
in the Atmosphere Based on Global Observations through 2009. WMO
Greenhouse Gas Bulletin. 6, •
WEBCÍM >
LÁBJEGYZETEK
1 A felszínről
visszaverődő és a beérkező energiafluxus hányadosa
<
2 Itt a felszínbe
beleértendő az óceánok teljes víztömege, illetve a szárazföldeknek a
folyamatokban részt vevő felszíni rétege.
<
|