Meie planeeti katab gaasiline atmosfäär, mis kaitseb elusloodust maaväliste mõjude eest ning koos ookeanidega hoiab Maa temperatuuri meile sobivas vahemikus, säilitades osa sellest energiast, mis Päikeselt Maani jõuab. Ilma atmosfäärita oleks Maa keskmine temperatuur umbes -18°C, kuid selle asemel on meil suhteliselt meeldiv keskmine 14,4°C. Ilma kasvuhoonegaasideta jahtuks öö jooksul planeet selliste külmakraadideni, et elu meile tuttavas tähenduses ei oleks siin võimalik. Päeva jooksul soojenenud atmosfäär hoiab küllaltki kõrget temperatuuri kuni järgmise päikesetõusuni, tagades seeläbi enamvähem ühtlase ning eluks sobiliku temperatuuri.

Atmosfäär on Maad ümbritsev kest, mis koosneb peamiselt lämmastikust ja hapnikust. Vähesel määral sisaldab atmosfäär ka kasvuhoonegaase - veeauru, süsinikdioksiidi, metaani, lämmastikoksiidi, osooni ja teisi haruldasemaid kasvuhoonegaase. Päikeselt Maale jõudev kiirgus on peamiselt nähtavas spektriosas (lainepikkus 400 - 700 nm). Osa sellest peegeldub enne maapinnale jõudmist pilvedelt kosmosesse, maapinnani jõuab umbes pool kiirgusest.

Nagu Päike, nii ka Maa kiirgab elektromagnetlaineid, kuid palju madalama pinnatemperatuuri tõttu on selle kiirguse lainepikkus suurem: valdavalt 3 - 10 mikromeetrit (nn. soojuslik infrapunane kiirgus). Teatud osa sellest kiirgusest peegeldub pilvedelt ja tolmuosakestelt maapinnale, osa jõuab takistamatult kosmosesse, kuid osa kiirgusest neelavad kasvuhoonegaasid, soojendades seeläbi atmosfääri, kus nad asuvad. Sellist protsessi nimetatakse kasvuhooneefektiks (joonis 2.1).

Kõige rohkem neelavad päikesekiirgust tumedad pinnad nagu ookeanid ja linnad, puhas jää seevastu peegeldab ligi 90% temani jõudnud valgusest; värske lumi (peamiselt polaaraladel) peegeldab kuni 98% temani jõudnud valgusest. Kiirgus, mis maapinnal või vees neeldub, soojendabki maapinda.

Troposfäär (atmosfääri alumina kith, ulatub umbes 10 km kõrgusele maapinnast) saab suurema osa oma soojusest aluspinnalt, kusjuures soojuse kandumisel troposfääri ülaossa on tähtis roll pinnalt aurunud niiskusel, mis pilvedena välja kondenseerudes annab ümbritsevale õhule sama hulga soojust, mis kulus tema aurustamiseks aluspinnal. Madalrõhkkondade keskmed on ”korstnad” atmosfääris, kus toimub intensiivne soojuse ja niiskuse ülekanne troposfääri ülakihtidesse.

Maa atmosfääris enim levinud kasvuhoonegaas on veeaur (H2O). Pole saladus, et kuiva õhuga kõrbes on päeva ja öö temperatuurkontrastid kordades suuremad kui niiskes troopikametsas - erinevus tuleneb peamiselt õhuniiskusest, millele lisandub metsa enda soojust ekraneeriv mõju. Tähtsuselt järgmised kavuhoonegaasid on süsinikdioksiid (CO2) ja metaan (CH4), mille kontsentratsioonid atmosfäärid on tunduvalt püsivamad ja ühtlasemalt jaotunud.

Seega on kasvuhooneefekt elu jaoks Maal loomulik kaaslane ja veelgi enam - vältimatu eeltingimus. Kui aga kasvuhoonegaaside kontsentratsioonid atmosfääris muutuvad, on sellel otsesed tagajärjed elule Maal. Mida rohkem on kasvuhoonegaase atmosfääris, seda enam nad infrapunakiirgust neelavad ning seda vähem pääseb soojus takistusteta kosmosesse ergo seda kõrgemaks kujuneb Maa keskmine pinnatemperatuur. Kõrgemate temperatuuri tõttu suurenenud aurustumine soojendab veelgi atmosfääri, sest tõuseb atmosfääri keskmine veeaurusisaldus.

Veeauru mahasadamist takistavad tööstustegevuse käigus tekkivad ülipisikesed (umbes 0,1 μm ja alla selle) aerosooliosakesed, mis oma väiksuse tõttu ei kogu enese ümber vee näol piisavalt palju ballasti, et maha sadada. Nii jääb palju veeauru taevasse. Rohkem veeauru atmosfääris tähendab rohkem soojenemist ja seega veelgi enam veeauru atmosfääris. Sellist protsessi, kus mingi nähtus kutsub esile enda jätkumist, nimetatakse positiivseks tagasisideks.

Vastupidist protsessi, kus mingi nähtus nõrgestab mehhanisme, mis teda taastoodavad, kutsutakse negatiivseks tagasisideks. Just tagasisidega protsessid teevad kliimamuutuste ennustamise keerukaks: neist kujuneb tihedalt seotud nähtuste sasipundar, mida tuleb tõepäraste tulemuste saamiseks tingimata koos uurida - iga üksiku nähtuse lihtsustatud mudel annaks ebausaldusväärse tulemuse.

Joonis 2.1 Maa kiirgusenergia bilanns

1860. aastal hakkas esimese inimesena kasvuhoonegaase uurima John Tyndall. Erinevate ainete valguskiirguse neeldumist uurides avastas ta, et mõningad gaasid, täpsemalt süsinikdioksiid ja veeaur, neelavad eriti intensiivselt infrapunakiirgust. Mida laiem on see valgusspektri osa, mille kiirgust mingi kasvuhoonegaas neelab, seda suuremat soojenemist ta põhjustab.

Et kasvuhoonegaaside allikaid üldistada ning adekvaatselt võrrelda erinevate allikate mõju atmosfääri soojenemisele, on kasutusele võetud mõiste soojendamispotensiaal (inglisekeelsest väljendist global warming potential).

Et erinevate gaaside eluaeg atmosfääris ning võime infrapunakiirgust neelata on erinev, siis on nende võrdlemine sageli tülikas. Siin tuleb appi matemaatika, mille abil on lihtne välja arvutada iga konkreetse gaasi panus globaalsesse soojenemisse. Selle võrdluse aluseks on võetud süsihappegaas, mille potensiaal on kokkuleppeliselt 1. Metaan, mille eluiga atmosfääris on kõigest kümme aastat, neelab palju rohkem soojusenergiat kui süsinikdioksiid, viimasega võrreldes on tema soojendamispotensiaal 23. Seega, üks metaani molekul on sama võimas kasvuhoonegaas kui 23 süsihappegaasi molekuli.

Lämmastikoksiidi soojendamispotensiaal on 296. Nii saame kõiki kasvuhoonegaase ühtsena vaadelda ning arvutada välja kasvuhoonegaaside kontsentratsiooni süsihappegaasi alusel. Sel puhul nimetatakse kontsentratsiooni väärtust süsihappegaasi ekvivalendiks (CO2e). 1000 ppm (ppm - parts per million ehk osa miljoni kohta molaarse ainehulga põhjal) CO2e (süsihappegaasi ekvivalent) tähendab, et kasvuhoonegaaside grupi terviklik mõju soojenemisele on sama suur kui tuhandel süsinikdioksiidi molekulil miljoni osakese kohta

H2O – veeaur

Veeaur iseenesest on suhteliselt nõrk kasvuhoonegaas, kuid see-eest on teda atmosfääris suhteliselt palju - kuni 4%. Veeauru mõju looduslikule kasvuhooneefektile on 36% kuni 66%, ebatäpus tuleneb veeauru ja süsinikdioksiidi infrapunakiirguse neeldumisspektrite kattumisest teatud ulatuses.[1] Inimtegevus ei mõjuta otseselt veeauru kontsentratsioon atmosfääris, see kasvab globaalsest soojenemisest tuleneva õhutemperatuuri tõusu tõttu - mida kõrgem temperatuur, seda rohkem on õhus veeauru.

CO2 – süsinikdioksiid

Süsinikdioksiid on kasvuhoonegaasidest tuntuim ja seda põhjusega - selle soojendav efekt, arvestades viimase kontsentratsiooni atmosfääris, on atmosfääri püsikomponentidest suurim (mitte arvestades veeauru).

Süsinikdioksiidi kontsentratsioon atmosfääris on tõusnud tööstusrevolutsiooni algusest 200 aasta jooksul 280 ppm-ilt praeguse 380 ppm-ni. Kontsentratsiooni looduslik vahemik püsis eelneva 650 000 aasta jooksul 180 ja 300 ppm-i vahel [2].

Süsinikdioksiidi soojendav mõju on ligikaudu 1,66 W/m2, mis on ligi kaks korda rohkem kui teiste kasvuhoonegaaside (v.a. veeaur) oma kokku. [3]. Globaalsed süsinikdioksiidi emissioonid kasvavad aastas üle 1%, lisades praeguse kontsentratsiooni juures umbes 24 ppm-i igal aastal. Süsinikdioksiid tekib peamiselt fossiilkütuste põletamisel, lageraiete tagajärjel (taimestikuta jäänud mullas on ülekaalus lagunemisprotsessid), taimede, loomade ja inimeste hingamisel ning elusorganismide jäänuste (peamiselt taimede) lagunemisel.

Fotosünteesivad taimed ja vetikad etendavad süsinikuringes kahesugust rolli. Ühelt poolt nad hingavad hapnikku ja eraldavad õhku süsinikdioksiidi nagu kõik organismid, teiselt poolt aga toimub fotosünteesi käigus vastupidine protsess: atmosfääri süsinikdioksiidist seotakse süsinik ja vabaneb hapnik. Globaalse keskmisena on fotosüntees taimede hingamise ees kerges ülekaalus, kompenseerides ka loomsete organismide hingamisel ja kõdunemisprotsessidel tekkiva süsinikdioksiidi.

Loodus viib nii looduslikult kui ka inimese poolt atmosfääri paisatud süsinikdioksiidi tagasi ringlusesse, kuid järjest suuremate heitkoguste juures ei suuda loodus tagada süsinikdioksiidi tasakaalu ning kontsentratsioon hakkab seetõttu tõusma.

Alates ajast, kui süsinikdioksiidi molekul satub atmosfääri kuni ajani, mil ta sealt mõne taime või vetika poolt tagasi looduslikku elukeskkonda viiakse, kulub keskmiselt kuni 200 aastat - seega on ühel süsinikdioksiidi molekulil aega kaks sajandit Maad soojendada. See tähendab omakorda seda, et kui antropogeensed süsinikdioksiidi emissioonid täna lakkaksid, kuluks süsinikdioksiidi tööstusajastu eelse kontsentratsiooni (ja vastava globaalse keskmise õhutemperatuuri) taastumiseks umbes kaks sajandit.

Maailmamere temperatuur stabiliseeruks tema suure soojusmahtuvuse tõttu alles aastatuhande möödudes alates ajast, kui süsinikdioksiidi emissioonid endisele tasemele langevad.

CH4 – metaan

Metaani kontsentratsioon atmosfääris on märgatavalt madalam kui süsinikdioksiidi oma - 1770 ppb lähedal (ppb - parts per billion ehk osa miljardi kohta molaarse ainehulga põhjal, 1000 ppb = 1 ppm)[4].

Metaan on ühikulise kontsentratsiooni kohta palju tugvam kasvuhoonegaas kui süsinikdioksiid. Enne tööstusrevolutsiooni oli metaani kontsentratsioon atmosfääris umbes 715 ppb, mis jääb viimase 650 000 aasta looduslikku vahemikku (320-790 ppb).[5]

Metaani eluiga on küll kõigest kümme aastat, kuid selle aja jooksul neelab ta 20-25 korda rohkem soojuskiirgust kui süsinikdioksiid terve sajandi jooksul. Inimtekkeline metaan on põhiliselt pärit energia tootmisest, gaasileketest, põllumajandusest (eelkõige riisipõllud) ning jäätmetest.

O3 – osoon

Tänu stratosfääris paiknevale osoonikihile on elu Maal kaitstud Päikese ultraviolettkiirguse eest. Osoon on väga lühikese eluajaga gaas, kuid ultraviolettkiirguse mõjul tekib seda stratosfääris hapnikust pidevalt juurde. Osoonikihi hõrenemist põhjustavad freoonid on ka väga tugevad kasvuhoonegaasid. Freoonide kasutuse lõpetamiseks sõlmiti aastal 1987 Montreali protokoll, mis kohustab kõiki allakirjutanud riike teatud ajaperioodi jooksul osoonikihti kahjustavate freoonide asendamise ohutute freoonidega.

Hoopis teine lugu on aga pinnalähedase osooniga mis on sinna tekkinud inimtegevuse käigus atmosfääri paistatud lämmastiku oksiidide, metaani ning süsinikmonoksiidi (tuntud ka vingugaasina) omavahelisel reageerimisel umbes 410 nm lainepikkusega valguskiirguse toimel. Maapinna lähedal on osoon süsinidioksiidist mitmeid kordi tugevam kasvuhoonegaas. IPCC kolmanda raporti kohaselt on osooni mõju soojenemisele kolmandal kohal süsinikdioksiidi ja metaani järel.[6]

Maapinna lähedal tekitab osoon ulatuslikku kahju nii taimedele kui ka inimestel. Et osooni tekkimiseks on vaja päikesevalgust, siis on osooni kontsentratsioon kõige suurem just kasvuperioodi kõige aktiivsemal ajal ja sel ajal on osoonist tulenevad kahjustused ka kõige suuremad.

Taimed omastavad osooni koos kõigi teiste õhus sisalduvate gaasidega lehtedes asuvate pisikeste hingamisavade kaudu. Taime sisemuses tekitab osoon tõsiseid kahjustusi ning jätab endast lehtedele iseäralikud pruunikad täpid, mis laiaulatusliku kahjustuse puhul lausa laikudeks kasvavad (joonis 2.2).

Kahjustuste tulemusel aeglustub fotosüntees ning taime üldine kasvutempo ning saagikus. Kliimateadlaste jaoks on eelkõige oluline asjaolu, et osoonikahjustused vähendavad taimede süsinikdioksiidi tarbimist, suurendades seeläbi süsinikdioksiidi kontsentratsiooni atmosfääris.

Joonis 2.2 Osoonikahjustustega kartulitaim

Teised gaasid

Lisaks eelnimetatuile on atmosfääris väga väike hulk ülitugeva kasvuhooneefektiga ühendeid. Nende hulka kuuluvad osooni hävitava toimega ning väga pika eluajaga freoonid, mis on Montreali protokollile allakirjutanud ning ratifitseerinud riikides kasutusest eemaldatud või eemaldamisel.

Tööstuses ja sisepõlemismootorites toimuva kütuste põletamisel kõrvalproduktina tekkiv lämmastikoksiid on umbes 296 korda tugevama soojendava efektiga kui süsinikdioksiid, kuigi selle kontsentratsioon atmosfääris on kõigest 315 ppb. Lisaks nendele on ka teisi marginaalseid gaase, mille soojendamispotensiaal võib olla tuhandeid kordi suurem kui süsinikdioksiidil.

Süsinikdioksiidi kontsentratsiooni otsene jälgimine algas 1958. aastal Havail Mauna Loa mäe tipus asuvas observatooriumis, mis asub keset Vaikset ookeani. Kuna süsinikdioksiid on stabiilne ja pika elueaga gaas, on see atmosfääris võrdselt jaotunud ning tema sisalduse mõõtmine teostatav kõikjal, vältida tuleks ainult linnastuid ning tööstuslikke alasid, et välistada kontsentratsiooni mõõtmine otse allika juures, kus see mõnevõrra kõrgem on. Kõigest mõne aasta jooksul peale alustamist andis süsinikdioksiidi taseme mõõtmine Mauna Loal hämmastavaid tulemusi. Saehammastena ülespoole rühkiv graafik (Joonis 2.3) viitab selgelt sellele, et süsinikdioksiidi hulkatmosfääris kasvab jõudsalt.

Joonis 2.3 Mauna Loa süsinikdioksiidi graafik

Sinine joon graafikul on süsinikdioksiidi arvutuslik keskmine kontsentratsioon atmosfääris, punane siksak näitab süsinikdioksiidi tegelikku taset. Üles-alla hüpete taga on aastaaegade vaheldumine.

Et põhjapoolkera fotosünteesivate organismide mass ületab kaugelt lõunapoolkera oma, siis hakkab põhjapoolkera kasvuperioodil, kui taimed kõige rohkem süsinikdioksiidi tarbivad, süsinikdioksiidi tase atmosfääris langema.

Samaaegselt lõunapoolkera suvega algab põhjapoolkeral taimede lagunemine, mistõttu ongi lõunapoolkera suvel atmosfääris süsinikdioksiidi rohkem. Mauna Loal läbi viidud mõõtmistulemusi on kinnitanud mitmed sõltumatud mõõtmisjaamad üle maailma. [7] Mõõtmisi Mauna Loal viiakse läbi iga tunni tagant.

Temperatuur

Aastate 1906 ja 2005 vahel tõusis Maa kalkuleeritud keskmine temperatuur* 0.74° C võrra, kuid viimaste aastate jooksul on see üha suureneva süsinikdioksiidi konsentratsiooni toel kiirenenud.[8]

Viimase 50 aasta jooksul on kliima soojenenud ligi kaks korda kiiremini, kui sellele eelnenud 50 aasta jooksul.[9] Kusjuures viiekümnendate ja seitsmekümnendate aasta vahel temperatuur isegi langes - teadlaste sõnul oli see põhjustatud inimtekkeliste aerosoolide emissioonidest (joonis 2.4).

Siinkohal tasuks eraldi ära märkida, et linnades ja linnastutes esinevad ümbritsevast kõrgemad temperatuurid ei ole planeedi keskmine temperatuuri arvutamisel olulised, sest nende mõju on alla 0.006°C kümne aasta kohta maapinna kohal, ning 0°C ookeanide kohal. [10]

Aastate 1901 ja 2000 vahel tõusis temperatuur 0.6°C seega on temperatuuritõusu  tempo kasvanud. Sealjuures on viimase viiekümne aasta jooksul temperatuur tõusnud keskmiselt 0.13°C kümnendi kohta, ligi kaks korda kiiremini kui sellele eelnenud viiekümne aasta jooksul. Seejuures on suurenenud ka veeauru hulk atmosfääris.[11]

Joonis 2.4 Temperatuurimuutuste trendid, 1901-2000; 1910-1945; 1946-1975; 1976-2000 Trend °C dekaadi kohta (trend °C /decade)

Avaldatud tekst on teine osa Kristjan Velbri raamatust: "Globaalne soojenemine ja kliimamuutused".

Kristjan Velbri blogi asub aadressil: maakond.blogspot.com

Loe teisi Kristjan Velbri kirjutisi:

1. KRISTJAN VELBRI: Globaalne soojenemine ja kliimamuutused

2. KRISTJAN VELBRI: Kasvuhooneefekt ja kasvuhoonegaasid

3. KRISTJAN VELBRI: Maavälised tegurid kliima kujunemisel

4. KRISTJAN VELBRI: Kasvuhoonegaaside emiteerijad

5. KRISTJAN VELBRI: Süsisniku ringlus

6. KRISTJAN VELBRI: Temperatuuri mõõtmine ja arvutamine

7. KRISTJAN VELBRI: Kliimamudelid

8. KRISTJAN VELBRI: Temperatuur ja sademed

9. KRISTJAN VELBRI: Tormid ja ekstreemne ilm

10. KRISTJAN VELBRI: Maailmamere veetaseme tõus ja ookeanide hapestumine

11. KRISTJAN VELBRI: Liustikud ja polaaralad

12. KRISTJAN VELBRI: Veemasside liikumine

13. KRISTJAN VELBRI: Ökosüsteemid ja põllumajandus

14. KRISTJAN VELBRI: Amazonase vihmamets

Kui sulle see lugu meeldis, siis toeta sõltumatut rohelist meediat   Anneta