2. Zemes klimats un to veidojošie faktori

2.1. Klimats un laikapstākļi

Ja gaisa temperatūra vienas dienas laikā samazinās no +25 ^oC līdz +18 ^oC, vai tas ir saistāms ar klimata pārmaiņām? Ko šāda piemēra kontekstā nozīmē ierobežot klimata pārmaiņas, lai globālās vidējās temperatūras pieaugums nepārsniegtu 2 ^oC? Lai izprastu to, kas ir klimata pārmaiņas, vispirms nepieciešams skaidri nošķirt jēdzienu „klimats” un „laiks” vai „laikapstākļi” saturu. Laiks (ārlaiks, laikapstākļi) ir atmosfēras stāvoklis kādā noteiktā laika sprīdī. Laiku raksturo gaisa temperatūra, atmosfēras spiediens, mitrums, nokrišņu daudzums, kā arī veids, un, mainoties kaut vienam no šiem lielumiem, mainās laikapstākļi. Tātad laikapstākļi ir ļoti mainīgi. Klimats ir ilggadējs laikapstākļu režīms, kas veidojas Saules radiācijas, Zemes virsmas rakstura un ar to saistīto atmosfēras cirkulācijas procesu rezultātā. Klimatu raksturo vidējotas un ilglaicīgas atmosfēras fizikālo rādītāju vērtības, kas piemīt Zemei kopumā (globālais klimats) vai noteiktai teritorijai (valstij vai reģionam). Konkrētās teritorijas klimats ir daudz pastāvīgāks nekā laikapstākļi, un tās klimatu nosaka Saules starojuma intensitāte (enerģijas daudzums) un sadalījums gada laikā, atmosfēras cirkulācijas un Zemes virsmas raksturs.

Zemes klimats ir ļoti sarežģīta sistēma, un galvenais to veidojošais faktors ir enerģija, kuru Zeme saņem no Saules. Klimats veidojas, Saules enerģijai izkliedējoties un mijiedarbojoties ar Zemi, līdz ar to klimata sistēmu veido atmosfēra, hidrosfēra, kriosfēra (Zemes ledāji un sniega sega un mūžīgais sasalums), litosfēra un biosfēra (sk. 2.1. att.).

Atmosfēra, kuru veido gāzes, ūdens tvaiki, kā arī putekļi un aerosoli, ir klimata sistēmas nestabilākā daļa, kas mainās visstraujāk.

Hidrosfēru veido sauszemes un pazemes ūdeņi, jūru un okeānu ūdeņi, kuri klāj ≈ 70% Zemes virsmas. Jūru un okeānu ūdeņi uzglabā milzīgus enerģijas, kā arī izšķīdušās ogļskābās gāzes un citu gāzu daudzumus, kas tiek pārnesti ar straumju kustību. Jūru un okeānu ūdeņu cirkulāciju rada Zemes rotācija, vēja darbība, ūdeņu uzsilšana, iztvaikošana, saldūdeņu ieplūde, atmosfēras nokrišņu rezultātā radies atšķirīgais sāļu saturs ūdenī un līdz ar to ūdens blīvums (termohalīnā cirkulācija – to rada temperatūras un sāļu koncentrācijas atšķirības). Tajā pašā laikā jūru un okeānu ūdeņu apritei salīdzinājumā ar ļoti kustīgo atmosfēru, ir raksturīga ievērojami lielāka inerce. Jūru un okeānu plūsmu termiskā inerce (lēni uzkrāj, bet arī lēni atbrīvo enerģiju) regulē Zemes klimatu un ir viens no galvenajiem klimata mainības cēloņiem.

Kriosfēra ietver Arktikas, Antarktīdas un Grenlandes ledājus, kontinentu ledājus, jūras ledu un grunts mūžīgo sasalumu (pazemes apledojumu). Kriosfēru raksturo tas, ka ledāja virsma spēj atstarot Saules starojumu. Tam ir liela nozīme hidrosfērā norisošajos procesos. Ledāju segā ir uzkrājies liels daudzums ūdens, un tiek uzskatīts, ka, tiem izkūstot, jūru un okeānu līmenis varētu ievērojami pacelties.

Veģetācija, kas sedz Zemes virsmu, ietekmē Saules starojuma asimilāciju, bet iztvaikošana gan no hidrosfēras, gan sauszemes ir ūdens tvaiku un nokrišņu avots. Ūdeņu un sauszemes biosfēra, saistot ogļskābo gāzi un atbrīvojot skābekli un ūdens tvaikus, ietekmē atmosfēras sastāvu. Biosfēra ir noteicošā oglekļa aprites ciklā.

2.1. att. Globālās klimata sistēmas galvenie elementi un to mainību ietekmējošie procesi.

Kaut arī klimata sistēmas elementus raksturo atšķirīgs ķīmiskais sastāvs, fizikālās īpašības un ietekme uz Zemes klimata veidošanos, starp tiem notiek vielu un enerģijas apmaiņa. Jebkuras izmaiņas klimata sistēmā neatkarīgi no tā, vai tās nosaka procesi, kas norit dabiski, vai arī cilvēka iedarbība, var ietekmēt citus sistēmas elementus un radīt klimata izmaiņas. Klimata mainības cēloņi var būt gan dabiski procesi, gan arī cilvēka darbība, kas vispirms ietekmē atmosfēras sastāvu un zemes lietojuma veidus.

2.2. Zemes atmosfēra un tās uzbūves ietekme uz klimatu

Zemes atmosfēras uzbūve un sastāvs ietekmē Saules starojuma pārvērtības un līdz ar to Zemes klimatu.

Zemes atmosfēra nav viendabīga, tai ir izteikti slāņaina uzbūve. Atmosfēru veido dažāda biezuma zonas – troposfēra, stratosfēra, mezosfēra, termosfēra un eksosfēra, kurām ir atšķirīgas fizikālķīmiskās īpašības (2.2. attēls). Starp šīm zonām atrodas pārejas zonas – tropopauze, stratopauze un mezopauze.

Troposfēra ir atmosfēras apakšējais slānis, kas saskaras ar litosfēru, hidrosfēru, biosfēru un ir vitāli svarīgs dzīvības nodrošināšanai uz Zemes. To visvairāk ietekmē Zemes virsma. Temperatūra troposfērā pazeminās līdz ar attālināšanos no Zemes virsmas. Būtiskākās troposfēras iezīmes: augstums no 0 līdz ≈ 16 km, raksturīga temperatūras pazemināšanās līdz ar augstumu ≈ 6,5 ºC/km, dominē spēcīga vertikālā gaisa sajaukšanās un horizontālā pārnese. Troposfēra satur ≈ 80% atmosfēras masas un gandrīz visu atmosfēras ūdeni.

Tropopauze ir pirmais aukstais slieksnis, kas veido robežu starp troposfēru un stratosfēru, un tajā sākas temperatūras inversija (parādība, kad siltāks gaiss atrodas virs vēsāka gaisa).

Stratosfēra atrodas 10–50 km attālumā no Zemes virsmas, bet tās temperatūras režīmu raksturo tas, ka ≈ 20 km augstumā gaisa temperatūra sāk paaugstināties (sk. 2.2. att.).

2.2. att. Temperatūras mainība atkarībā no attāluma līdz Zemes virsmai.

Temperatūras inversijas cēlonis stratosfērā ir fotoķīmiskas reakcijas (gaismas starojuma reakcijas ultravioletā starojuma iedarbībā), kas sekmē ozona (O₃) veidošanos. Fotoķīmiskajās reakcijās tiek saistīta daļa gaismas starojuma enerģijas. Maksimālā ozona koncentrācija novērojama ≈ 25 km augstumā, bet maksimālā temperatūra – apmēram 50 km augstumā. Šādu temperatūras sadalījumu ietekmē gaisa retinājums. Liela daļa enerģijas tiek absorbēta augšējos stratosfēras slāņos un nesasniedz maksimālās ozona koncentrācijas zonu, taču, tā kā gaisa blīvums ir zems, siltuma enerģijas pārnese no augšējiem stratosfēras slāņiem ir lēna.

Slānis, kas atrodas tuvu 50 km augstumam, veido stratopauzi, kas ir temperatūras inversijas augšējā robeža. Gaisa spiediens stratopauzē ir zems (≈ 1 milibārs, mb), un tas nozīmē, ka tikai 1/1000 daļa no visām atmosfērā esošajām molekulām atrodas virs šī līmeņa. Mezosfēra atrodas virs stratosfēras (apmēram 50–90 km), tajā temperatūras pazemināšanās notiek līdz ar augstuma palielināšanos. Mezosfēras augšējā daļa ir aukstākā atmosfēras daļa. Kaut arī gaisa blīvums mezosfērā ir ļoti zems, atmosfēras sastāvs tajā ir tāds pats kā piezemes slānī.

Termosfēra ir atmosfēras slānis virs ≈ 90 km augstuma, kuram nav noteiktas augšējās robežas. Termosfērā atmosfēru veidojošo gāzu molekulas absorbē kosmisko starojumu, Saules gamma (γ) starojumu, rentgenstarojumu un nozīmīgu daļu ultravioletā starojuma, tādēļ atmosfēru veidojošo gāzu molekulu kustības ātrums pieaug. Šo gāzu molekulas, mijiedarbojoties ar augstas enerģijas elektromagnētisko starojumu, var zaudēt elektronus, un tāpēc atmosfēras augšējos slāņos tās pastāv brīvu atomu vai jonu veidā. Tā kā Saules enerģija ir būtiski atkarīga no Saules aktivitātes, temperatūra šajā slānī ir mainīga. Virs termosfēras ≈ 500 km augstumā atmosfēru veidojošo gāzu molekulas var veikt ≈ 10 km distanci, pirms tās saduras cita ar citu. Raksturīgi, ka šajā apgabalā molekulas kustoties var iziet no Zemes gravitācijas ietekmes kosmosā. Šo reģionu, kur atomi un molekulas nonāk kosmiskajā telpā, sauc arī par eksosfēru.

2.1. tabula. Galveno atmosfēras zonu raksturojošie parametri

Atmosfēras procesus būtiski ietekmē elektromagnētiskā starojuma mijiedarbība ar atmosfēru veidojošām gāzēm. Atmosfēru pamatā veido slāpeklis (78%) un skābeklis (21%), bet arī ūdens tvaikiem un ogļskābajai gāzei¹ ir būtiska nozīme klimata veidošanā.

¹ Mitrā gaisā pie Zemes virsmas ir vidēji no 0,2% (polārie platumi) līdz 2,5% (ekvators), bet dažos gadījumos pat līdz 4% ūdens tvaiku, bet ogļskābā gāze (CO₂) veido 0,035% atmosfēras tilpuma.

2.3. Saules starojums un Zemes klimats

Galvenie faktori, kas nosaka Saules enerģijas daudzumu, ir

• starojuma veiktais attālums;
• leņķis, kādā Saules starojums sasniedz Zemi;
• atmosfēras sastāvs, Saules un kosmiskās telpas starojuma mijiedarbība ar Zemes atmosfēru veidojošām gāzēm.

Iemesls Saules staru krišanas leņķa un dienas garuma izmaiņām ir nepārtrauktās Zemes stāvokļa izmaiņas attiecībā pret Sauli un Zemes griešanās ass slīpuma ilglaicīgās svārstības. Zemes griešanās ass ir par 23,5 grādiem novirzīta no vertikāles pret Zemes orbītas plakni. Zemei riņķojot ap Sauli, tās ass stāvoklis būtiski nemainās. Dažādos orbītas posmos pret Sauli vairāk tiek pavērstas dažādas Zemes puslodes, tādēļ mainās gadalaiki. Ar Zemes griešanās ass slīpuma leņķi ir cieši saistīts klimats. Ja Zemes rotācijas ass būtu perpendikulāra orbītas plaknei, tad visu gadu Saule apgaismotu Zemi vienādi, gadalaiki nemainītos, un, piemēram, ekvatoriālajos platuma grādos vienmēr būtu ļoti karsts, bet polārajos – ļoti auksts. Ja Zemes griešanās ass slīpuma leņķis būtu lielāks nekā pašlaik, gadalaiku izmaiņas būtu krasākas (ziemā aukstāks, vasarā karstāks), bet atšķirības starp klimatiskajām zonām nebūtu tik izteiktas.

2.3. att. Elektromagnētiskā spektra sadalījums pa viļņu garumiem. Redzamās gaismas spektrs ir no 0,40 līdz 0,71 mikrometram (µm).

Zemi sasniedz gan pilna spektra Saules elektromagnētiskais starojums, gan jonizētu daļiņu plūsma (piemēram, ūdeņraža vai hēlija atomu kodoli), kā arī elementārdaļiņas un kosmiskās telpas daļiņu un starojuma plūsma (kosmiskais starojums). Zemes klimatu galvenokārt ietekmē elektromagnētiskā starojuma plūsma. Zemes atmosfēras ārējos slāņus sasniedz starojums, kura spektrālais sastāvs atbilst melna ķermeņa starojumam, kura temperatūra ir ≈ 6000 K (sk 2.4. att.). Zemi sasniedz pilns Saules elektromagnētiskā starojuma spektrs: ultravioletie stari, rentgenstarojums, γ stari, kā arī redzamā gaisma, radioviļņi un infrasarkanais starojums (sk. 2.3. att.). Elektromagnētiskā starojuma enerģija samazinās, palielinoties viļņu garumam, un lielākajai daļai starojuma, kas sasniedz Zemi, ir augsta enerģija un relatīvi īss viļņu garums.

Redzamās gaismas viļņu garums ir aptuveni no 0,40 līdz 0,70 μ. Redzamā gaisma nodrošina enerģiju, kas ir vajadzīga zaļo augu fotosintēzei, bet dzīvniekiem tā regulē reprodukcijas laiku, migrāciju un daudzas citas dzīvības norises.
Infrasarkanajam starojumam (siltumstarojumam) ir ievērojami mazāka enerģija, tomēr šis starojums ir nozīmīgs Zemes klimata izveidē, jo nodrošina atmosfēras apakšējo slāņu un Zemes virsmas uzsilšanu.

Dažas mikroviļņu frekvences tiek lietotas radiosakaros, mikroviļņu krāsnīs, arī laikapstākļu noteikšanai ar radariem.
Radioviļņi ir zemas enerģijas viļņi pie elektromagnētiskā starojuma spektra augšējās robežas. Šo viļņu garuma amplitūda ir no dažiem centimetriem līdz simtiem kilometru, un to frekvences var būt līdz miljardiem hercu.

2.4. att. Saules un Zemes starojuma intensitāte un spektrs (UV – spektra ultravioletā daļa; IR – infrasarkanais starojums.

Attēls modificēts pēc Jacobson, 2002.

Ievērojama daļa Saules starojuma (γ stari, rentgenstari un ultravioletais starojums ar īsu viļņu garumu) Zemes virsmu nesasniedz, bet tiek saistīta atmosfēras augšējos slāņos vai arī atstarota kosmiskajā telpā. Augstas enerģijas Saules starojuma pārvērtības Zemes atmosfērā nosaka γ staru, rentgenstarojuma un īsu viļņu garumu ultravioletā starojuma mijiedarbība ar atmosfēru veidojošām gāzēm.

Saules konstante ir lielums, kas raksturo Saules enerģijas pieplūdi Zemes  atmosfēras sistēmā. To izsaka kā Saules radiācijas daudzumu, kas krīt perpendikulāri Saules staru krišanas leņķim, Zemei atrodoties vidējā attālumā no Saules. Vārds „konstante” ir mazliet neprecīzs, jo Saules enerģija gada laikā svārstās procenta desmitdaļu robežās.

Gada laikā vislielākais Saules enerģijas daudzums sasniedz Zemi, kad tā ir vistuvāk Saulei (perihēlijā), bet vismazākais – kad Zeme atrodas ahēlijā. Perihēlijā mūsu planēta saņem par 6,7% vairāk radiācijas (1421 W/m²) nekā ahēlijā.

Perihēlija un ahēlija kontrasti Saules radiācijas sadalījumā, kā arī sezonālās starojuma izmaiņas spēj ietekmēt globālo klimatu.
Tiešais starojums ir Saules staru enerģijas daudzums, kas nonāk uz Zemes virsmas vienu laukuma vienību noteiktā laika vienībā un ir aprēķināts horizontālai virsmai vai virsmai, kas atrodas perpendikulāri Saules staru krišanas leņķim. Piemēram, skaidrā laikā jūras līmeņa augstumā tiešais starojums vidēji ir 1045 W/m2, bet kalnos (4–5 km augstumā) ≈ 1184 W/m².

Saules starojuma enerģija ir gandrīz līdzsvarā ar Zemes virsmas atstarotās enerģijas daudzumu (sk. 2.5. att.). Enerģijas plūsma, kas sasniedz Zemes atmosfēras augšējos slāņus, ir ≈ 1370 W/m². Lielākā daļa no šīs enerģijas tiek atstarota kosmiskajā telpā vai arī tiek absorbēta, mijiedarbojoties ar Zemes atmosfēru veidojošām gāzēm. Enerģijas plūsma, kas sasniedz troposfēru, ir vairs tikai  342 W/m².

2.5. attēls. Zemes enerģijas bilance, W/m².

Atļauja pēc „Climate Change 2007: The Physical Science Basis”, IPCC.

Aptuveni 30% Saules starojuma tiek atstaroti Visumā, turklāt daļu šīs enerģijas atstaro mākoņu sega un smalkās daļiņas, kas atrodas atmosfērā, proti, aerosoli. Gaišākie Zemes virsmas apgabali – sniegs, ledus un tuksneši – atstaro 1/3 Saules starojuma. Zemes virsma absorbē 51% Saules starojuma, un šī enerģija tiek izlietota iztvaikošanas procesos (23%), konvekcijas un advekcijas (no lat. advection – gaisa masu horizontāla pārvietošanās, kas no rajona uz rajonu pārnes siltumu, mitrumu, putekļainumu u.tml.) procesos (7%) un Zemes virsmas infrasarkanā starojuma veidā (≈ 21%).

Lielas izmaiņas klimata sistēmā var izraisīt vulkānu izmestais materiāls – aerosoli, kas paceļas lielā augstumā. Katastrofiski vulkānu izvirdumi var pazemināt globālo virsmas temperatūru uz vairākiem mēnešiem vai pat gadiem. Arī cilvēka veidotie aerosoli var ietekmēt Saules gaismas atstarošanu.

Zemes klimatu ietekmē Zemes virsmas spēja atstarot starojumu. Radiācijas daļu, kas tiek atstarota no Zemes virsmas, raksturo virsmas albedo (virsmas albedo ir virsmas atstarotās elektromagnētiskā starojuma plūsmas attiecība pret plūsmu, kas krīt uz šo virsmu. Parasti to attiecina uz redzamo gaismu. (Sk. 2. tabulu).

kur R_a – atstarotā radiācija,
R_s – summārā radiācija.

Saules enerģija sasilda troposfēru un Zemes virsmu. Kad gāzes (gaiss) sasilst, tās izplešas. Uzsilušais gaiss ir mazāk blīvs un tāpēc ceļas augšup, un tā vietā ieplūst aukstāks gaiss. Šāda veida atmosfēras cirkulācija – siltuma enerģijas izkliede atmosfērā – ir galvenais mehānisms, kas nosaka klimatiskos apstākļus. Klimatu ļoti lielā mērā ietekmē arī okeānu straumes, un īpaši liela nozīme ir tā sauktajai termohalīnajai cirkulācijai. Saules gaismas enerģija visvairāk tiek saņemta tropu platuma grādos, kas tālāk tiek transportēta uz lielākiem platuma grādiem ar atmosfēras un okeāna cirkulācijas sistēmas starpniecību. Enerģija arī tiek patērēta iztvaikošanā un pārvēršas latentā enerģijā (veido mākoņus). Šīs abas cirkulācijas sistēmas mijiedarbojas.

2.2. tabula. Dažādu virsmu albedo vērtības

2.4. Siltumnīcefekts

Koncepcijai, ka Zemes atmosfēras sastāvs var ietekmēt Zemes klimatu un no Saules saņemto enerģijas daudzumu, ir vairāk nekā 100 gadu. Pirmie atmosfēras gāzu sastāva ietekmi uz Zemes klimatu pētīja angļu fiziķis Džons Tindals un zviedru ķīmiķis Svante Areniuss.

No Saules starojuma Zemes virsma uzsilst, un līdz ar to Zeme izstaro siltumu kosmiskajā telpā. Tomēr Zemes virsmas temperatūra ir ievērojami zemāka nekā Saules virsmas temperatūra, tādēļ starojuma enerģija, ko Zeme izstaro, ir ievērojami zemāka un starojuma viļņu garums – ievērojami lielāks nekā starojumam, kas nāk no Saules (sk. 2.4. att.). Zemes virsma galvenokārt izstaro infrasarkano jeb siltuma starojumu. Arī no Zemes virsmas atstarotais infrasarkanais starojums spēj mijiedarboties ar atmosfēru veidojošām gāzēm (sk. 2.6. att.).

2.6. att. No Zemes virsmas izstarotā starojuma spektrs un mijiedarbība ar atmosfēru veidojošām gāzēm.

Attēls modificēts pēc Jacobson, 2002.

Vairākas atmosfēru veidojošas gāzes spēj intensīvi absorbēt infrasarkano starojumu. Šādas gāzes ir ogļskābā gāze CO₂, metāns CH₄, ozons O₃ un ūdens tvaiki, kā arī slāpekļa(I) oksīds N₂O un cilvēka darbības rezultātā atmosfērā nokļuvušās gāzes – hlorfluorogļūdeņraži (freoni) un sēra heksafluorīds SF⁶.

Tādas gāzes kā ogļskābā gāze, metāns un arī ūdens tvaiki atmosfērā darbojas līdzīgi kā stikls siltumnīcā (2.7. attēls). Tās ir caurlaidīgas ienākošajam starojumam, bet aiztur no Zemes virsmas atstaroto infrasarkano (siltuma) starojumu. Ņemot vērā iedarbības efektu, šīs gāzes sauc par siltumnīcefekta gāzēm. Jo augstāka ir siltumnīcefekta gāzu koncentrācija atmosfērā, jo vairāk infrasarkanā starojuma (siltuma) tiek aizturēts Zemes atmosfērā, un līdz ar to pieaug Zemes virsmas temperatūra. Ja Zemes atmosfēru veidotu tikai slāpeklis un skābeklis – gāzes, kas neietekmē siltu,starojumu, kas tiek izstarots no Zemes virsmas, – Zemes vidējā temperatūra būtu tikai 6 ºC (faktiski tā ir aptuveni +15 ºC).

Hipotēzi par siltumnīcefektu veidojošo gāzu un, pirmkārt, par CO₂ nozīmi Zemes klimata veidošanā Svante Areniuss izteica jau 1896. gadā. Viņa aprēķini, ka CO₂ koncentrācijas dubultošanās atmosfērā var izraisīt Zemes vidējās temperatūras pieaugumu par 5–6 ºC, mūsdienās pilnībā apstiprinās.

2.7. attēls. Saules elektromagnētiskā starojuma absorbcijas princips Zemes atmosfērā un siltumnīcā. Jo augstāka siltumnīcefekta gāzu koncentrācija, jo vairāk infrasarkanā starojuma tiek absorbēts un atgriezts atpakaļ uz Zemes virsmas.

Atļauja pēc „Climate Change 2007: The Physical Science Basis”, IPCC.

Pat nelielas siltumnīcefekta gāzu daudzuma izmaiņas atmosfērā pavada temperatūras izmaiņas uz Zemes, līdz ar to mainās ledāju platība, okeāna līmenis, straumju režīms, biotopu izplatība un klimats.

Katru no siltumnīcefekta gāzēm (sk. 2.3. tabulu) raksturo atšķirīga spēja saistīt un atgriezt uz Zemi Saules starojumu – saules starojuma radiācija vai radiācijas daudzums (RD), ko izsaka vatos uz kvadrātmetru (W/m²). Radiācijas daudzums parāda, kā attiecīgā gāze ietekmē enerģijas daudzumu, kas sasniedz Zemes virsmu, un līdz ar to parāda, cik lielā mērā tā spēj ietekmēt klimata mainības veidu. Ja radiācijas daudzuma vērtība ir ar pozitīvu zīmi, tad gāze sekmē Zemes temperatūras paaugstināšanos, bet, ja ar negatīvu zīmi, – temperatūras pazemināšanos. Radiācijas daudzuma jēdziena izmantošana ļauj to sasaistīt ar atmosfēras ķīmiskā sastāva un Zemes vidējās temperatūras izmaiņām un klimata mainības jutīguma parametru λ, izsakot to kā attiecību starp globālās vidējās temperatūras izmaiņu ΔT_s un radiācijas daudzuma izmaiņu ΔRD:

Siltumnīcefekta pastāvēšana nodrošina to, ka mūsdienās temperatūra uz Zemes atbilst dzīvības pastāvēšanas priekšnoteikumiem. Siltumnīcefekts pastāv ne tikai uz Zemes. Tiek uzskatīts, ka tas nosaka klimatu arī uz Venēras, un siltumnīcefekta dēļ temperatūra uz šīs planētas sasniedz pat 450 ºC.

Daudzām siltumnīcefektu veidojošām gāzēm raksturīgs augsts noturīgums, kuru var novērtēt kā laiku, kas paiet, kamēr tās tiek saistītas vai izvadītas no atmosfēras (sk. 3. tabulu). Ūdens tvaiki relatīvi ātri tiek izvadīti no atmosfēras nokrišņu veidā, bet metāns fotoķīmiski oksidējas par CO₂. Ogļskābā gāze tiek saistīta, tai izšķīstot ūdenī, bet siltumnīcefekta gāzei slāpekļa(I) oksīdam N₂O raksturīgs ļoti augsts noturīgums un stabilitāte. Īpaši noturīgas ir daudzas cilvēka darbības rezultātā atmosfērā nokļuvušās vielas, piemēram, freoni, kas spēj ietekmēt atmosfērā norisošos procesus vēl ilgu laiku.

2.3. tabula. Siltumnīcefektu veidojošo gāzu koncentrācijas mainība atmosfērā un ietekme uz Zemes enerģētisko bilanci

¹ Šeit un turpmāk siltumnīcefektu radošo gāzu koncentrācijas izteiktas kā tilpuma un skaita daļas (attiecīgi: m.d. – miljonās daļas (angļu val. parts per million – ppm); mlrd.d. – miljardās daļas; t.d. – triljonās daļas). Šis koncentrācijas apzīmējums norāda uz vielas daudzumu kopējā gaisa daudzumā, 300 m.d. nozīmē to, ka miljons gaisu veidojošo gāzu molekulu satur 300 molekulu attiecīgās siltumnīcefekta gāzu vai arī miljons tilpuma vienību gaisa (piemēram, miljons kubikcentimetri cm³) satur 300 cm³ attiecīgās gāzes.
² Radiācijas daudzuma (RD) lielums parāda atstarotās enerģijas izmaiņas pie troposfēras augšējās robežas, kuras notiktu, ja attiecīgais komponents tiktu pilnīgi izņemts no atmosfēras.
³ Koncentrācija izteikta kā miljonā daļa.
⁴ Koncentrācija izteikta kā miljardā daļa.
⁵ Gigatonna (Gt) – 10⁹ tonnas.
⁶ Teragrams (Tg) – 10¹² grami.

2.8. att. Siltumnīcefektu veidojošo gāzu koncentrāciju izmaiņas un to ietekme uz saņemtā Saules starojuma daudzumu pēdējo 10 000 gadu laikā.

Atļauja pēc „Climate Change 2007: The Physical Science Basis”, IPCC.

Dažādās siltumnīcefektu veidojošās gāzes var atšķirīgi ietekmēt Zemes klimatu, gan ņemot vērā to spēju atstarot atpakaļ infrasarkano starojumu, gan arī to koncentrāciju atmosfērā. Ja CO₂ potenciālo ietekmi uz Zemes klimatu pieņem par 1, tad citu siltumnīcefektu izraisošo vielu relatīvais potenciāls ietekmēt Zemes siltuma bilanci var būt ievērojami lielāks: metānam tas ir 11, N₂O – 270, bet freonam CF₃Cl – 3400 gadu. Zinot siltumnīcefektu gāzu radiācijas daudzumu, var novērtēt, kādas izmaiņas radīs to koncentrācijas pieaugums atmosfērā un kāda būs šī pieauguma ietekme (sk. 8. att., 3. tabulu).

Pēdējo 10 000 gadu laikā, bet it īpaši pēdējā gadsimta laikā, trīs nozīmīgāko siltumnīcefekta gāzu (CO₂, CH₄, N₂O) koncentrācija Zemes atmosfērā ir ievērojami pieaugusi, un līdz ar to palielinājies Saules starojuma daudzums, kas tiek atgriezts atpakaļ uz Zemes virsmas (sk. 2.8. att.).

Avoti tālākām studijām

What’s the difference between weather and climate: http://www.nasa.gov/mission_pages/noaa-n/climate/climate_weather.html

Basic information on climate change: http://www.cruuea.ac.uk/cru/info

Greenhouse gases and climate change: http://www.ieagreen.org.uk

Composition and structure of the atmosphere: http://www.met-office.gov.uk/education/training/atmospghere.html

Sunspots and climate: http://earthobservatory.nasa.gov/Library/SORCE/

Ocean currents and climate change: http://pik-potsdam.de/~stefan/Lectures/ocean_currents.html

Climate of the Earth: http://www.windows2universe.org/earth/climate/cli_define.html

Climate: https://www.climate.gov/

World climate: http://www.climate-charts.com/index.html

Literatūra

O’Hare G., Sweeney J., Wilby R (2005) Weather, climate and climate change. Human perspective. Prentice Hall: Edinghburgh (UK)

Drake F. (2000) Global warming: the science of climate change. Arnold: London

Burroughs W. J. (2001) Climate change: a multidisciplinary approach. Cambridge University Press: Cambridge

Henson R. (2013) A rough guide to climate change. Peguin Books: London

Aguado E., Burt J. (1999) Understanding weather and climate. Prentice Hall: New Jersey