kunstbus
Dit artikel is 22 04 2017 23:13 voor het laatst bewerkt.

klimaatverandering

Klimaatverandering is de verandering van het gemiddelde weer of klimaat over een lange periode. Deze manifesteert zich in een stijging of daling van de gemiddelde temperatuur, veranderingen van luchtstromingen en van de waterkringloop en daarmee van de bewolking en de neerslag.

Op dit moment heeft onze planeet koorts en herstel van balans in de temperatuur lijkt niet snel in het verschiet te liggen. Op het huidige tempo van klimaatopwarming kunnen we binnen 20 jaar van zeer hoge koorts spreken en is genezing niet meer haalbaar!

Veranderingen in het klimaat hebben invloed op woestijnvorming, draslanden, overstromingen door buiten hun oevers tredende rivieren en de grootte van ijskappen en gletsjers. Op langere termijn hebben klimaatveranderingen ook invloed op zeestromingen, het zeeniveau en het zoutgehalte van het zeewater.

Het klimaat op aarde wordt bepaald door de afstand van de aarde tot de zon, de zonneactiviteit, de hoek tussen de aardas en de aardbaan, de verdeling van continenten over het aardoppervlak en de concentraties van broeikasgassen en aerosolen in de atmosfeer.

Klimaatveranderingen kunnen in gang worden gezet door continentale drift, grote natuurrampen, vulkaanuitbarstingen, een wisselende hoeveelheid zonlicht en veranderingen van de samenstelling van de atmosfeer veroorzaakt door bijvoorbeeld de mens of plankton of gasmoleculen in de oceanen. De verplaatsing van continenten door de honderden miljoenen jaren heen veroorzaken vulkaanuitbarstingen waardoor soms veel van het broeikasgas CO2 (koolstofdioxide, ook kooldioxide of koolzuurgas genoemd) vrijkomt en de aarde opwarmt. Door de continentenverschuiving komt ook gesteente aan het aardoppervlak dat CO2 chemisch bindt. Hierdoor raakt de atmosfeer op de lange termijn juist CO2 kwijt.

In het geologische verleden zijn er perioden geweest waarin het op land meest warm en vochtig was of juist erg heet en droog. Ook zijn er perioden geweest waarin het op aarde veel kouder was dan nu, zoals tijdens de ijstijden (glacialen). De verschillen in klimaat gedurende de verschillende perioden zijn het grootst in de poolgebieden en rond breedtegraden waar in de moderne tijd een gematigd klimaat heerst. Ze zijn het kleinst rond de evenaar en tussen de keerkringen.

Ook nu drukken natuurlijke invloeden een belangrijke stempel op het klimaat. Sommige klimaatveranderingen komen alleen in een klein gebied voor, andere zijn wereldwijd. Sommige zijn langzaam, andere relatief snel. El Niño bijvoorbeeld die gemiddeld eens in de drie tot zeven jaar voorkomt: langs de evenaar in de oostelijke Grote- of Stille Oceaan (informeel Stille Zuidzee) komt dan een sterke opwarming van normaal koel zeewater voor die wereldwijde afwijkingen in bewolking, neerslag en temperatuur veroorzaakt. La Niña is dan weer het daaropvolgende Anti-Niño-effect. Dit doet zich voor door het dan ongewoon afgekoelde zeewater bij de evenaar. Langzame veranderingen zijn bijvoorbeeld de ijstijden ten gevolge van veranderingen van de baan en positie van de aarde ten opzichte van de zon die optreden met een cyclus van ongeveer honderdduizend jaar. De laatste ijstijd eindigde zo'n 18.000 jaar geleden waarna een snelle opwarming volgde naar de warmere interglaciale periode waarin we nu leven.

Het klimaat en klimaatveranderingen bepalen ook welke ecosystemen op aarde voorkomen en hoe deze zich ontwikkelen. Daarmee zijn klimaatveranderingen, samen met de platentektoniek, belangrijke drijvende krachten achter de evolutie van de organismen die in de verschillende biotopen van deze ecosystemen voorkomen. Op hun beurt beïnvloeden deze organismen dan weer het klimaat, de klimaatveranderingen en de ecosystemen waarin ze leven.

Invloed van de mens - klimaatopwarming of opwarming van de aarde
Klimaatveranderingen hebben dus veel verschillende oorzaken en de werking van ons klimaatsysteem is complex. Vanaf het begin van de Industriële Revolutie oefent de mens steeds meer invloed uit op het klimaat: niet alleen door luchtverontreiniging (aerosolen en broeikasgassen), maar ook door veranderingen aan het landoppervlak (landbouw, stadsuitbreiding, ontbossing). Tot aan 1950 waren natuurlijke invloeden belangrijker dan de menselijke invloeden op het klimaat. Vanaf 1950 kan het extreme verloop van de klimaatveranderingen vooralsnog alleen goed worden verklaard door de menselijke invloed in rekening te brengen.

De gemiddelde temperatuur van de aardse atmosfeer op grondhoogte is in de periode 1880 tot 2012 met ongeveer 0,85 °C (0,65-1,06 °C) gestegen. De laatste dertig jaar was waarschijnlijk de warmste periode in 1400 jaar. Dat heeft allerlei gevolgen: de zeespiegel is ongeveer twintig centimeter gestegen, de meeste gletsjers nemen sterk in omvang af, het weer wordt extremer (hevige regenbuien, meer hittegolven) en de oceanen verzuren waardoor koraalriffen, een belangrijk leefgebied voor vissen en planten, afsterven.

Volgens het IPCC, het Intergovernmental Panel on Climate Change van de Verenigde Naties, is het zeer waarschijnlijk dat het grootste deel van de opwarming van de aarde in de afgelopen decennia is toe te schrijven aan de waargenomen toename van broeikasgassen als koolstofdioxide en methaan. Hoe warm het nog gaat worden en met welk tempo hangt onder meer af van de toekomstige uitstoot van broeikasgassen. Om wereldwijd tot een verantwoordelijke uitstoot te komen zou iedere burger volgens RIVM Milieuverkenningen/CBS niet meer dan 300 kilo CO2 per jaar mogen produceren. Een gemiddeld Nederlands gezin produceert alleen aan huishoudelijke uitstoot al gemiddeld 1230 kilo CO2 per jaar.

Er was halverwege de jaren 1940 tot halverwege de jaren 1970 nog even sprake van een geringe dalende temperatuurtrend. Dit kwam doordat de zonneactiviteit licht afnam en er een aantal grote vulkaanuitbarstingen waren in de tweede helft van deze periode, maar ook door een sterke toename van de hoeveelheid koelende aerosolen door de toen nog sterk luchtvervuilende industrialisering in de westerse wereld na de Tweede Wereldoorlog.

Ook de toename van het luchtverkeer heeft veel invloed. Kooldioxide, waterdamp, stikstof- en zwaveloxiden uit de motoren van vliegtuigen warmen de aarde nog veel verder op. Voor luchtvaart is de bijdrage aan het broeikaseffect echter veel groter dan alleen die van de CO2-emissies. Voornamelijk condensstrepen en NOx-emissies leveren een extra bijdrage. Volgens Sausen (2005) is in 2000 het totale broeikaseffect van de luchtvaart ongeveer twee keer groter dan alleen het effect van de CO2-emissies. Het effect van cirrusbewolking is hierin niet meegenomen.
Vliegtuigen vliegen op kerosine; dit is een mengsel van verschillende koolwaterstoffen. In kerosine is het aantal waterstofatomen gemiddeld twee keer zo groot als het aantal koolstofatomen. De verbrandingsreactie kunnen we dan als volgt opschrijven:  2 CnH2n + 3n O2 → 2n CO2 + 2n H2O We zien dat bij de verbranding van kerosine waterdamp vrijkomt. Meestal is er al een hoeveelheid waterdamp in de lucht aanwezig. De streep ontstaat wanneer het vliegtuig de waterdampconcentratie aanvult totdat de lucht ermee verzadigd is. Dan ontstaan er ijskristallen. Om te bevriezen is een kristallisatiekern nodig en daarvoor kunnen de verbrandingsdeeltjes uit de uitlaat van het vliegtuig dienst doen. Als zo’n klein druppeltje bevriest, zal het sterk aangroeien door waterdamp uit de omgeving aan te trekken. De condenssporen van de vliegtuigen vormen hierdoor in de hoge lucht een deken van cirrus/sluierbewolking. Deze ‘deken’ zorgt ervoor dat er minder zon doordringt op aarde, maar met name ’s nachts en ’s winters ook minder warmte door het aardoppervlak wordt uitgestraald. Omdat het laatste effect groter is dan het eerste is het netto-effect dat het gemiddeld warmer wordt op aarde. En wel zoveel warmer dat de bijdrage van de vliegtuigstrepen aan het broeikaseffect even groot is als die van de CO2 ontstaan uit de kerosine.

Broeikasgassen en het broeikaseffect
Onze atmosfeer is een door de zwaartekracht aan de aarde gebonden en meeroterende luchtlaag die bestaat uit stikstof (N2 78,08%), zuurstof (O2 20,95%), Argon (Ar 0,93%), broeikasgassen als koolstofdioxide (CO2 0,04%), methaan (CH4), lachgas (N2O), fluor-, chloor- en broombevattende gassen (halokoolstoffen), ozon (O3), verschillende andere gassen en aerosolen (sporenstoffen/stofdeeltjes en vloeistofdruppels) naast waterdamp (H2O 0% tot 7%). De volumeverhoudingen van die gassen in de onderste lagen van de atmosfeer, tot op ongeveer 90 km hoogte, zijn op het aandeel van waterdamp na, vrijwel constant. Het zuurstofgehalte wordt in stand gehouden door groene planten en algen in de oceanen. Beide hebben daarin een ongeveer even groot aandeel. Boven de 90 km vallen onder invloed van de ultraviolette straling de moleculen O2 en N2 uiteen in atomen en ionen.

Het gehalte aan water in de atmosfeer is sterk wisselend. Het komt voor als waterdamp en in mist, wolken en neerslag in vloeibare en vaste vorm. Water heeft een grote invloed op de energiebalans en speelt een krachtige rol bij het broeikaseffect omdat het warmte goed weet vast te houden. Water en waterdamp spelen, middels verdamping en condensatie, tevens een belangrijke rol bij het warmtetransport tussen verschillende luchtlagen en door luchtstromingen bij het warmtetransport van warmere delen op aarde naar koelere streken. Bijna alle waterdamp en water in de dampkring bevindt zich in de troposfeer die boven tropische gebieden bij een hoogte van 16 tot 18 km en boven de polen al na  5-7 km via de tropopauze overgaat in de stratosfeer.

Het verschil in luchttemperatuur in de atmosfeer is groot. De zonnestraling verwarmt de bodem die vervolgens de lucht opwarmt, die hierdoor uitzet, lichter wordt en opstijgt. In de troposfeer heerst een negatieve temperatuurgradiënt; de luchtdruk daalt met de hoogte, waardoor de opstijgende lucht verder uitzet. Uitzettende lucht heeft de eigenschap af te koelen waardoor de temperatuur daalt met gemiddeld 6,5ºC per kilometer stijging tot aan de tropopauze. De korte tropopauze begint met een afkoeling van 2°C per kilometer en gaat over in de stratosfeer met juist een positieve temperatuurgradiënt van 6,5°C per kilometer. Dit geldt tot 13-18 kilometer hoogte. Daarboven wordt de lucht namelijk niet meer door de grond verwarmd, maar voornamelijk doordat de ozonlaag in de stratosfeer ultraviolette straling van de zon opvangt. Dit leidt tot een toename van de temperatuur met de hoogte.

De atmosfeer is van essentieel belang voor het leven op aarde. De atmosfeer tempert het zonlicht en beschermt tegen schadelijke straling zoals ultraviolette straling. In de atmosfeer speelt zich ook het weer af dat met de zeestromen de energiebalans van de aarde in stand houdt.

Bij opwarming van de aarde komt er meer energie in de vorm van kortgolvige straling (zichtbaar licht en UV), grotendeels met een golflengte kleiner dan 4 μm, afkomstig van de zon binnen dan dat er energie in de vorm van gereflecteerde straling en langgolvige warmtestraling (infrarood licht) door de aarde uitgezonden de atmosfeer verlaat.
De zonnestraling naar de aarde is ongeveer 340 Watt per vierkante meter aardoppervlakte. Ongeveer een derde hiervan wordt teruggekaatst door wolken, sneeuw, ijs en andere reflecterende oppervlakken. De niet teruggekaatste energie, 240 W/m², moet de aarde vanwege natuurkundige wetten weer kwijt raken door warmtestraling uit te stralen. De hoeveelheid warmtestraling die opgewekt moet worden kan berekend worden uit de temperatuur met de Wet van Stefan-Boltzmann. Voor de 240 W/m² die de aarde netto van de zon ontvangt en dus ook weer terug straalt geeft deze wet een effectieve stralingstemperatuur van -18ºC. Zonder broeikasgassen in de atmosfeer zou dit dus de gemiddelde temperatuur aan de grond zijn.

Door de CO2 en andere broeikasgassen die van nature in de atmosfeer voorkomen, bereikt de warmtestraling van de aarde het heelal maar voor 10% rechtstreeks (de golflengtes rond 10 μm). Het overgrote deel wordt onderweg naar boven vele malen opgenomen en weer uitgestraald door broeikasgas tot daar op ongeveer 5 kilometer hoogte gemiddeld nog maar zo weinig van is dat er genoeg straling onbelemmerd weet te ontsnappen naar het heelal. Op die hoogte is de temperatuur dus volgens de Wet van Stefan-Boltzmann -18ºC.

Een toename van broeikasgassen vergroot de hoogte waarop de aarde voldoende warmtestraling kwijtraakt. Op grotere hoogte is het echter kouder dan -18ºC, zodat er te weinig warmte wordt uitgestraald om het overschot aan binnenkomende straling kwijt te raken. Warme objecten stralen meer warmtestraling uit dan koude. De aarde en daarmee het onderste deel van de atmosfeer warmt  daarom op tot de temperatuur op de grotere hoogte van uitstraling weer -18ºC is. Dan straalt de aarde weer evenveel energie uit als er zonnestraling binnenkomt en verandert de temperatuur niet meer.

Hoeveel de temperatuur aan de grond precies stijgt hangt af van allerlei mee- en tegenwerkende factoren, ook wel terugkoppelingen genoemd. Het effect van alleen CO2 zou een stijging van de wereldgemiddelde temperatuur zijn van 1,2ºC voor een verdubbeling van de concentratie. Dat is relatief eenvoudig uit te rekenen en onomstreden. Door de terugkoppelingen is het effect uiteindelijk groter. De terugkoppelingen zijn echter veel moeilijker te bepalen. De beste schatting van het totale effect is zo'n 3ºC voor een verdubbeling van de CO2 concentratie, met een onzekerheidsmarge van ongeveer 2ºC tot zo'n 4,5ºC temperatuurstijging wereldgemiddeld.

Omdat de temperatuur per kilometer hoogte 6,5ºC afneemt is het aan de grond een stuk warmer dan die -18 graden. Bij 5 km gemiddeld is dat -18ºC plus 6,5ºC/km over 5 km = -18ºC + 32,5ºC = gemiddeld 14,5ºC. Het verschil met de situatie zonder broeikasgassen, waarbij het aan de grond -18ºC zou zijn, wordt het broeikaseffect genoemd. (Het werkt echter heel anders dan een glazen broeikas die voornamelijk opwarmt doordat vocht en warmte niet kan ontsnappen, de naam is ongelukkig gekozen.) Met de toename van broeikasgassen door menselijk handelen spreken we over het versterkte broeikaseffect.

De uitgezonden langgolvige warmtestraling, vrijwel allemaal met een golflengte groter dan ongeveer 4 μm, wordt door de atmosferische (broei)gasmoleculen als water, ozon, methaan en kooldioxide al in de onderste kilometers van de atmosfeer tamelijk makkelijk geabsorbeerd waarmee ze tijdelijk 'geremd' wordt voordat ze de planeet uiteindelijk weer verlaat.
Moleculen die uit twee atomen bestaan, zoals stikstof (N2) en zuurstof (O2) gaat de warmtestraling onbelemmerd doorheen. Bij complexere moleculen zoals waterdamp (H2O), kooldioxide (CO2) en methaan (CH4) lukt dat echter niet en wordt de warmtestraling opgenomen. Hoe sterk deze moleculen de warmtestraling opnemen hangt af van de golflengte van de straling. Bij sommige golflengtes kan de warmtestraling vrijwel ongehinderd door de atmosfeer stralen. Bij de meeste golflengtes wordt vrijwel alle straling door een van de broeikasgassen opgenomen. Het sterkst geldt dit voor straling rond 15 μm, die binnen enkele centimeters door CO2 wordt opgenomen. De broeikasgassen zenden de opgenomen warmtestraling ook weer uit en wel op dezelfde golflengten waarmee ze de warmtestraling opnemen maar in een willekeurige richting. Zo “kaatst” de straling als het ware van molecuul tot molecuul naar boven, tot er hoger in de atmosfeer zo weinig broeikasgassen over zijn dat de straling ongehinderd naar de ruimte kan ontsnappen. Dit gebeurt gemiddeld op een hoogte van 5 km. Voor straling in de 15 μm band is de lucht echter pas op veel grotere hoogte doorzichtig.

Terzijde: Een gedeelte van de warmtestraling (in de 15 μm band van CO2) ontsnapt pas boven de 13 km. Op die hoogte werkt het versterkte broeikaseffect juist andersom. Omdat daar de temperatuur met de hoogte oploopt, leidt een toename van de concentratie CO2 tot een afkoeling.

Waterdamp is een bijzonder broeikasgas. Waterdamp absorbeert praktisch het gehele spectrum aan langgolvige warmtestraling en veroorzaakt daarom 36 tot 90% van het broeikaseffect. Waterdamp heeft echter een cyclus van hooguit enkele dagen in de atmosfeer voordat ze weer wordt opgenomen daar de aarde. De hoeveelheid waterdamp in de lucht is daarom sterk afhankelijk van de temperatuur: hoe warmer, hoe meer verdamping er plaatsvindt. Ook neemt de maximale op te nemen hoeveelheid waterdamp per liter lucht toe met toenemende temperaturen. De mate waarin de andere broeikasgassen de atmosfeer verwarmen bepaalt dus in sterke mate de concentratie waterdamp. Omdat waterdamp voor meer opwarming zorgt waardoor de lucht nog meer waterdamp kan bevatten heeft waterdamp ook een zichzelf versterkend broeikaseffect.
Van de andere broeikasgassen kan nog gezegd worden dat deze zolang in de atmosfeer blijven dat deze globaal evenredig vermengd worden en dus mondiaal gezien in ongeveer dezelfde hoeveelheid aanwezig zijn.

Aerosolen
Een klein deel van de atmosfeer bestaat uit sporenstoffen of aerosolen. Een aerosol is een mengsel van kleine stofdeeltjes of vloeistofdruppels in een gas. Dit kan vulkaanas zijn, maar ook stofdeeltjes die in grote hoeveelheden vrijkomen bij verbranding van fossiele brandstoffen en hout (smog, roet en rook). Wolken en mist zijn andere voorbeelden van een aerosol; zij bestaan beide uit zeer kleine druppeltjes water in lucht. Een aerosol met vaste deeltjes kan ook ontstaan uit natuurlijke bronnen, zoals zeezout door opwaaiende golven en daaropvolgende verdamping in de lucht gebracht of de zwevende zanddeeltjes van Saharastof die door de wind over zeer grote afstanden over zee kan worden gevoerd. Door uranium en thorium in de bodem worden radioactieve deeltjes in de atmosfeer gebracht. In minimale hoeveelheden bevindt zich ook meteoorstof in de troposfeer.

Het aantal aerosoldeeltjes is zeer veranderlijk en varieert van zo'n 1000 deeltjes per cm³ boven de oceanen tot meer dan 100.000 deeltjes per cm³ boven stedelijke gebieden. Een deel van de aerosolen heeft een koelende invloed op het klimaat, een ander deel heeft een opwarmend effect. Alle aerosolen bij elkaar zorgen voor een netto afkoelend effect. Hoe groot dit effect is, is onzeker doordat we nog steeds niet goed begrijpen hoe de aerosolen de eigenschappen van wolken en de hoeveelheid wolken beïnvloeden. Aerosolen hebben een direct en een indirect effect op het klimaat. Enerzijds doordat ze invallende straling van de zon kunnen absorberen en weerkaatsen; het directe effect van aerosolen op het klimaat. Anderzijds kunnen aerosoldeeltjes dienstdoen als condensatiekernen voor water en daarmee beïnvloeden zij de hoeveelheid waterdruppeltjes en dus hoeveelheid bewolking; het indirecte effect van aerosolen op het klimaat.

Verwijdering van de verontreinigingen uit de atmosfeer kan op twee manieren plaatsvinden: droog door vegetatie en nat (zo'n 80 tot 90% van de filtering) via uitregenen.

Stralingsforcering
Natuurlijke invloeden, veranderingen in de inkomende straling (bijvoorbeeld door zonnecycli) of veranderingen in de concentratie broeikasgassen en/of aerosolen in de atmosfeer zorgen voor een onbalans in de in- en uitgaande straling in de atmosfeer. Dit noemen we stralingsforcering. Een positieve stralingsforcering zorgt voor een opwarming van het systeem, terwijl een negatieve forcering het systeem laat afkoelen.

CO2
Voor het broeikaseffect is het broeikasgas kooldioxide (CO2) doorslaggevend. Koolstofdioxide komt in betrekkelijk hoge concentraties voor in de atmosfeer en heeft een molecuulstructuur die warmtestraling in een tamelijk breed spectrum goed absorbeert en weer in alle richtingen uitstraalt. De andere broeikasgassen leveren ook een bijdrage, maar komen in veel kleinere hoeveelheden voor en absorberen niet het gehele spectrum van warmtestraling, wel hebben deze over het algemeen een veel krachtiger opnamevermogen om de warmte vast te houden.

Ook zonder invloed van de mens varieert de hoeveelheid CO2 in de atmosfeer. De jaarlijkse koolstofcyclus zorgt ervoor dat er grote hoeveelheden CO2 worden uitgewisseld tussen de biosfeer (het gedeelte van de aarde waar leven mogelijk is: oceanen, vegetatie en bodems) enerzijds en de atmosfeer (lucht om de aarde) anderzijds. Ook ontstaat koolstofdioxide bij diverse andere natuurlijke processen, waaronder savanne- en bosbranden, uitstoot door vulkanen, verteringsprocessen in natte oerwouden en mangroven. Ook mens en dier produceren kooldioxide door adem te halen. De verbranding van koolstofhoudende stoffen als hout, houtskool en fossiele brandstoffen zoals kolen, aardolie en aardgas voegt heel snel en heel veel CO2 toe aan de atmosfeer. De menselijke/industriële CO2-uitstoot draagt volgens de huidige wetenschappelijke inzichten bijna 6% bij aan de totale aardse CO2-uitwisseling.

Terzijde: behalve broeikasgassen draagt de hitte die vrijkomt bij verbranding voor ongeveer 1% bij aan de globale opwarming van de aarde. Lokaal, bijvoorbeeld in stedelijke gebieden, kan hitte (restwarmte) die de mens toevoegt aan de atmosfeer een veel grotere contributie (tot wel 40% ten opzichte van CO2) aan de opwarming van het klimaat bijdragen (http://www.cgd.ucar.edu/tss/ahf/).

De belangrijkste processen om vrijgekomen koolstofdioxide weer uit de atmosfeer te verwijderen zijn CO2-opname door zogenaamde sinks (koolstofputten), reservoirs die koolstofdioxide absorberen en permanent of tijdelijk opslaan: groene planten en algen, groeiende bossen en oceanen.

Zolang er nog netto toename van bossen, blad en groene planten op aarde is draagt fotosynthese bij aan de verwijdering van koolstofdioxide uit de atmosfeer. Vooral de opnamesnelheid van koolstofdioxide in de oceanen is echter bepalend voor de concentratieverandering. Deze opname gaat langzaam, omdat koolstofdioxide wel snel oplost in de bovenste lagen van de oceaan, maar er ook weer snel uit wordt afgegeven. Het transport naar diepere waterlagen waardoor koolstofdioxide uiteindelijk echt uit de kringloop zou verdwijnen duurt vele honderden jaren.

Van de ca. 6% koolstofdioxide die de mens toevoegt aan de natuurlijke kringloop door het verbranden van fossiele brandstoffen, wordt twee procent gecompenseerd door permanente opname in de diepere waterlagen van de oceaan. De overige vier procent hebben sinds het begin van de industriële revolutie geleid tot een stijging van de CO2-concentratie van circa 280 ppm (parts per million) tot pieken boven 400 ppm in 2016. Dat is een stijging van meer dan 40%. Er zijn harde bewijzen dat de CO2-concentratie in de lucht in geen 800.000 jaar (en hoogstwaarschijnlijk zelfs 60 miljoen jaar) zo hoog is geweest als nu.

Een verdubbeling van CO2 zonder andere veranderingen in het klimaatsysteem zou een opwarming van ongeveer 1,2ºC geven. Dit is een rechtstreeks gevolg van de stralingseigenschappen van CO2, het temperatuurverloop van de atmosfeer en de wetten van de natuurkunde. In werkelijkheid verandert het klimaatsysteem wel direct door deze opwarming. Zodra de temperatuur verandert, veranderen ook diverse andere processen in het klimaatsysteem. Deze veranderingen versterken en verzwakken de opwarming en zijn veel onzekerder dan het rechtstreekse stralingseffect van CO2. Inclusief deze terugkoppelingen is de gemiddelde opwarming van de aarde groter, waarschijnlijk tussen de 2ºC en 4,5ºC voor een verdubbeling van de CO2concentratie.

H2O is in de vorm van waterdamp (ca. 70%) en waterdruppels (ca. 20%) voor meer dan 90% verantwoordelijk voor het totale broeikaseffect; de resterende 10% komt voor rekening van de andere broeikasgassen, waarin CO2 het belangrijkste is. Bij een aangenomen menselijk aandeel van 40% van de totale geaccumuleerde hoeveelheid CO2 betekent dit dat de mens verantwoordelijk is voor 4% van de totale hoeveelheid broeikasgassen in de atmosfeer. De vraag is nu of een dergelijke inbreng doorslaggevend is. Het antwoord daarop is vrij eenvoudig. Water is het meest krachtige broeikasgas dat er is, echter heeft een zeer beperkte levensduur van aanwezigheid in de atmosfeer van maximaal enkele dagen. Het zijn de overige broeikasgassen die bepalen hoeveel waterdamp er in de lucht vastgehouden kan worden, zij werken als een hefboom. Hoe warmer deze broeikasgassen de lucht houden, hoe meer waterdamp de lucht kan opnemen, hoe sterker het broeikaseffect. In dat licht gezien is 40% menselijk aandeel in CO2 dus gigantisch.

Herkomst extra CO2 in natuurlijke koolstofcyclus
CO2 (kooldioxide) bestaat uit 1 atoom koolstof (aangeduid met de letter C) en 2 atomen zuurstof. Koolstof komt in de natuur voor in drie verschillende ‘vormen’, isotopen genoemd. In de kern van de meest voorkomende soort zitten 6 protonen en 6 neutronen en wordt daarom aangeduid met 12C. Maar er bestaan van nature ook koolstofatomen met 7 neutronen (isotoop 13C) en met 8 neutronen (isotoop 14C). Van alle koolstofatomen die op aarde voorkomen bestaat ongeveer 99% uit de 12C isotoop, 1% uit 13C en een zeer klein aantal (ongeveer 1 op de biljoen) uit 14C.

12C en 13C worden in sterren gevormd en bij supernova-explosies door het heelal verspreid. Vrijwel alle 12C en 13C isotopen die tegenwoordig op aarde voorkomen, waren er al toen de aarde gevormd werd. 14C echter wordt in de aardse atmosfeer op grote hoogte gevormd doordat uit kosmische straling afkomstige neutronen botsen met stikstof. Het is wat men noemt een instabiel radioactieve isotoop die weer ‘vervalt’ in een dusdanig tempo dat er na ongeveer 5736 jaar nog maar de helft van over is (halfwaardetijd).

Planten halen CO2 uit de lucht, halen de koolstof eruit voor hun eigen groei en brengen weer zuurstof (O2) in de lucht. De meeste planten maken gebruik van de zogenaamde C3-methode, waarbij ze een ‘voorkeur’ hebben voor 12C isotopen. Planten en plantenresten en de fossiele brandstoffen die daar in de loop der miljoenen jaren van zijn overgebleven hebben daardoor verhoudingsgewijs meer 12C en minder 13C isotopen dan er gemiddeld in de atmosfeer zitten. Metingen laten zien dat de hoeveelheid CO2 in de atmosfeer gestaag stijgt en verhoudingsgewijs het aandeel met 13C isotoop gestaag daalt. Omdat er naast een afname van de zuurstofconcentratie in de atmosfeer in de loop der tijd relatief ook steeds minder 13C isotoop aanwezig is wijst dit er op dat de toename van de CO2 met aan zekerheid grenzende waarschijnlijkheid uit fossiele brandstoffen komt.

Geo-engineering - CO2 uit de lucht halen
Willen of moeten we met zijn allen onverminderd doorgaan met het winnen van fossiele brandstoffen voor ons energieverbruik, dan zullen we op zijn minst methoden moeten toepassen die uitstoot van broeikasgassen verminderen en/of uit de atmosfeer halen. Er ligt op dit gebied tot nog toe echter nog geen methode in het verschiet die afdoende, haalbaar of schaalbaar is of niet erger is dan de kwaal.

Je kunt CO2 opvangen voordat het de atmosfeer ingaat door het te filteren uit vervuilende gassen en ergens in op te slaan (carbon capture storage (CSS)),  bijvoorbeeld in lege aardgasvelden. Deze methode is (buiten de kosten om) echter niet onomstreden:
 A1.1 Theoretisch kan ongeveer 90 procent van de CO2 bij een energiecentrale worden afgevangen. Maar om CO2 af te vangen, te transporteren en op te slaan moet 10 tot 40 procent meer fossiele brandstof worden verbrand voor dezelfde elektriciteitsopbrengst. Gevolg: het rendement van een elektriciteitscentrale daalt met 12 tot 17 procent.
 A1.2 Ten gevolge van de extra winning en transport die nodig is bij deze methode komen meer broeikasgassen CO2 en methaan vrij. Over de hele brandstofketen gerekend is de reductie van broeikasgassen per saldo dan krap 70 procent.
 A2. Bij transport en opslag is er altijd kans op lekkage. Dat geldt ook voor CO2 in lege olie- en gasvelden. Acute grootschalige lekkage veroorzaakt verstikking van mensen, dieren en planten. CO2-opslag leidt tot het risico van kleine aardschokken, vergelijkbaar met die van aardgaswinning. Als CO2 ondergronds in de ondiepe ondergrond ontsnapt, kan dit grondwater verzuren.
 A3. Uit onderzoek blijkt dat een lekkage van meer dan 0,01 procent per jaar onaanvaardbaar is in alle IPCCemissiescenario’s. Bij een lekkage van meer dan 1 procent per jaar zou de hoeveelheid vrijgekomen CO2 hoger zijn dan de toegestane emissies na 2100.
 A4. Bij de winning van kolen treden ernstige milieueffecten op (zoals verzuring van het grondwater), worden mensenrechten massaal geschonden doordat dorpen van de kaart worden geveegd, en werken mensen onder erbarmelijk slechte en gevaarlijke omstandigheden. Jaarlijks sterven duizenden mensen in kolenmijnen. CCS zal deze problemen dus alleen maar verergeren.

Je hebt ook nog de BECCS: 'bio-energy with carbon capture and storage' waarbij natuurlijke gewassen verbrand worden om energie op te wekken. Bijkomend voordeel is hier de extrahering van CO2 uit de lucht door de gewassen. Of deze methode op het gebied van winning en vervoer over de hele brandstofketen gezien voordeel oplevert is echter de vraag. Ook gaat deze methode ten koste van biodiversiteit, natuurlijke bossen en landbouwgrond. Bovendien levert bosaanplanting op midden- en noordelijke breedtegraden een opwarmend effect van de planeet op doordat er minder straling wordt teruggekaatst.

Je kunt het CO2-gehalte in de atmosfeer ook verminderen door CO2-absorberende mineralen over de planeet uit te strooien. Er zal echter een enorme kostbare en vervuilende industrie nodig zijn om genoeg mineralen te delven, produceren en te verspreiden. Daarnaast zal de chemische en biologische samenstelling van rivieren en oceanen radicaal beïnvloed worden.

Ook zijn er scheikundige technieken die ingezet kunnen worden om CO2 op te zuigen. Wanneer CO2 in contact met natriumhydroxyde komt wordt het omgezet in natriumcarbonaat (soda/baking soda). Dit kan dan opgeslagen worden.

Tenslotte zou de warmte in de atmosfeer ook nog getemperd kunnen worden door kunstmatige wolken die het zonlicht keren.

Methaan (CH4) komt vooral vrij bij de veeteelt. Koeien, schapen en geiten produceren methaan bij het verteren van voedsel. Die methaan komt via hun adem en winden in de lucht. Verder komt er methaan vrij bij het verbouwen van rijst en uit afvalstortplaatsen. Methaan is een sterk broeikasgas: 1 kilo methaan heeft hetzelfde effect als 28 kilo CO2.

Lachgas (N2O, distikstofoxide) komt vooral vrij uit grond die bemest is met kunstmest of dierlijke mest. Lachgas is een zeer sterk broeikasgas: 1 kilo lachgas heeft hetzelfde effect als 265 kilo CO2.

Fluorgassen (HFK’s, PFK’s) vindt je o.a. in spuitbussen, airco’s en koelkasten.

Klimaatinformatie
Meteorologische instituten doen sinds anderhalve eeuw dagelijks grondwaarnemingen van onder andere temperatuur, luchtvochtigheid, neerslag, wind en zicht. Weerballonnen brengen op verschillende plaatsen de verticale structuur van de atmosfeer in kaart. Atmosferisch CO2 wordt vanaf 1958 gemeten op Hawaï. Sinds 1979 geven satellietmetingen informatie over het aardoppervlak en de atmosfeer.

Proxies
Over het klimaat van vóór de metingen vinden onderzoekers aanwijzingen over het gemiddelde klimaat en over klimaatveranderingen in oude documenten en proxies: jaarringen van bomen en boringen in gletsjers, ijskappen en diepzeesedimenten. Ook voor CO2 dat in de 19e eeuw sporadisch werd gemeten wordt gebruik gemaakt van proxies.

Klimaathistorie
Het klimaat kent van nature hitte- en koudegolven. Wanneer je terug in de tijd gaat zie je dat warme (interglaciale) perioden worden afgewisseld door ijskoude (glacialen) perioden, de Grote IJstijden, waarin de gemiddelde temperatuur in West-Europa rond -15 graden lag.

Radiometrische dateringen hebben uitgewezen dat de Aardkorst zo'n 4,57 miljard jaar geleden is ontstaan en het leven maximaal 1 miljard jaar daarna. Sinds het ontstaan van leven op Aarde heeft de biosfeer (het leven) de aardatmosfeer zuurstofrijk gemaakt, zodat aerobe organismen er kunnen overleven, en de ozonlaag kon ontstaan. Die beschermt het aardoppervlak tegen schadelijke ultravioletstraling, zodat leven op het land mogelijk is.

2,7 miljard jaar BP (Before Present = 1950) , in het protozoïsche tijdperk dat duurde tot 542 miljoen jaar geleden, was er wel CH4, maar nauwelijks CO2 aanwezig in de atmosfeer. Toen 2,2 miljard jaar geleden de aardse atmosfeer begon te oxideren veranderde dit en leverde CO2 een steeds groter aandeel in het broeikasgasgehalte. Uit metingen in proxies van 1,4 miljard jaar oud blijkt dat het CO2-gehalte in deze periode 10 tot 200 maal hoger was dan nu. Omdat de zon in die periode 30% zwakker was dan nu bestonden er toch periodes, de zogenoemde snowball earth periodes, waarbij de temperaturen zo laag waren dat de oceanen tot aan de evenaar bevroren waren. Vulkanische activiteit waarbij het CO2-gehalte toenam tot 350x de huidige waarde maakte een eind aan deze extreme glacialen.

In de Phanerozoische periode van 542 miljoen jaar BP tot nu komen lage CO2-gehaltes redelijk goed overeen met relatief koude periodes in de aardgeschiedenis. Er was een glaciale periode gedurende het Ordovicium, zo’n 440 miljoen jaar geleden, dat begon met CO2-gehaltes van 1000 tot 2300 ppm, maar omdat de Zuidpool toentertijd bedekt was met een continent en de zonkracht 4% minder was dan nu, was dit niveau toch laag genoeg om een ijstijd te beginnen. Ook omdat in die tijd tegelijkertijd het gesteente van de aardkorst sterk erodeerde en in snel tempo CO2 opnam.

55,8 miljoen jaar geleden was er even sprake van een extreme verhoging in de aardse temperatuur. Tijdens dit Paleocene-Eocene Thermal Maximum (PETM, Engels voor: temperatuursmaximum op de overgang Paleoceen-Eoceen), ook wel Eocene Thermal Maximum 1 (ETM1) genoemd, werden watertemperaturen aan de Noordpool bereikt van 23 °C tot 30 °C. Dit kwam waarschijnlijk doordat er een kantelpunt in de temperatuur werd bereikt waarbij grote hoeveelheden methaanhydraten van de bodem van de oceanen omgezet werden in het sterke broeikasgas methaan.

Het kwartair of pleistoceen, de periode die 2,58 miljoen jaar geleden begon en waarin we ons nog steeds bevinden, wordt gekenmerkt door een sterk schommelende temperatuur tussen glacialen en interglacialen. Uit proxies blijkt dat er duidelijk correlatie was tussen temperatuur en CO2-gehalte in de atmosfeer.

Tussen ongeveer 2.6 en 1.0 miljoen jaar geleden vonden ijstijden ongeveer iedere 40.000 jaar plaats. Vanaf ongeveer 1.0 miljoen jaar geleden veranderde dit en vonden ijstijden iedere 100.000 jaar plaats. De ijstijden duurden gemiddeld ongeveer 80.000 jaar glaciaal en interglacialen ongeveer 20.000 jaar. Maar ook tijdens een glaciaal was het zeker niet voortdurend zeer koud. Een korte periode in een ijstijd waarin het relatief koud was, wordt een stadiaal genoemd. Een korte periode in een ijstijd waarin het relatief warm was, wordt een interstadiaal genoemd.

IJstijden
Zo’n 140.000 jaar geleden was Noord-Europa bedekt met een ijskap die zich tot aan de Utrechtse heuvelrug uitstrekte. De zeespiegel lag zo’n 120 meter onder het huidige niveau. Kort daarop eindigde deze ijstijd waarbij de temperaturen opliepen. Tijdens deze warme interglaciale periode baadden nijlpaarden in de Maas en Rijn en lag ons deel van West-Europa onder de zeespiegel. En toen Nederland de kust van een ondiepe, warme binnenzee werd, vormden zich door verdamping van het zeewater onze huidige, ondergrondse zoutafzettingen. Daarna volgde een nieuwe ijstijd, die bijna 100.000 jaar duurde. Tijdens deze laatste grote ijstijd denderden mammoeten en wolharige neushoorns door ons land.

De periodieke klimaatswijzigingen op lange termijn zijn beschreven door de Servische wiskundige Milutin Milankovitch. Ze worden bepaald door de precessie (de zwenking van de aardas ten opzichte van haar baanvlak), de wijziging van de hoek van de aardas (‘obliquity’) en de verandering van (de excentriciteit van) de baan van de aarde om de zon. Deze factoren veroorzaken een variatie van de zonnestraling. Gedurende de ijstijden komt de zon in de loop van tienduizenden jaren lager aan de hemel te staan en is de sterkte van de zonnestralen op hoge breedte een tiende lager dan gedurende een warme interglaciale periode. Daardoor koelt de aarde plaatselijk en groeit het poolijs aan. Pas na duizenden jaren klimt de zon weer hoger aan de hemel. Het ijs smelt en een warmere periode breekt aan.

De voorspelling aan de hand van het model van Milutin Milankovitch is dat de zonnestraling zesduizend jaar geleden het sterkst was en over 55.000 jaar het zwakst zal zijn. Verwacht wordt dat de temperatuurverdeling in de toekomstige ijstijd zal lijken op die van 18.000 jaar gelden, toen de laatste ijstijd op zijn hoogtepunt was. De oceanen op hogere breedtegraden waren ongeveer zes graden koeler dan tegenwoordig. In de tropen bedroeg het verschil één à twee graden Celsius.

De Milankovich theorie is bepalend, maar op zichzelf niet genoeg. De ligging van de continenten - vooral op het noordelijk halfrond, dichtbij de polen - is ook belangrijk. Dat kan zorgen voor grote besneeuwde oppervlakken die weer zonlicht terug kaatsen. Maar ook het gehalte aan broeikasgassen speelt een rol.

Volgens de huidige meetmethoden blijkt dat in 90% van de gevallen klimaatopwarming plaats vindt na stijging van het CO2 gehalte in de atmosfeer. Soms zijn er echter perioden waarbij het CO2 gehalte volgens de metingen achterloopt op de temperatuur. Dit gebeurt wanneer de opwarming wordt ingezet door de Milankovitch theorie waarbij CO2 als broeikasgas dus wel een versterkende invloed heeft op de energiebalans van de aarde, maar niet de eerste aanzet is voor klimaatverandering. Ook gebeurt het wel dat een wereldwijde verhoging van het CO2 gehalte door invloeden van het oceaanwater soms pas later in de proxies van het poolijs tot uiting komt.

De laatste ijstijd: stadialen en interstadialen
Van de laatste ijstijd is veel in detail bekend. Het was geen uniform koude periode: er waren met een ritme van zo'n 1500 jaar afwisselend warme en koude intervallen, de warme heten 'interstadialen' en de koude 'stadialen'. Vooral de opwarming kon zeer snel gaan, binnen enkele tientallen jaren, of nog korter. De terugkeer naar een koud stadiaal ging weer langzamer, er zit een soort  zaagtandbeweging in het klimaat. Veel hierover is bekend geworden uit boringen in het ijs van Groenland en Antarcica. Vooral de ijskap op Antarctica bevat informatie over verschillende ijstijden. De verhouding van zuurstof isotopen in het ijs is een maat voor de temperatuur. Door die isotopenverhouding te meten, kan de temperatuur op de ijskap geschat worden.
Naar de oorzaak van die zaagtandbeweging is veel onderzoek gedaan, vooral door te kijken naar boorkernen uit diepzee sedimenten in de Atlantische oceaan. Daaruit komt een merkwaardig beeld naar voren: opwarming kan de aanzet zijn voor nieuwe koude.
In het klimaat zoals we dat nu kennen transporteert de warme golfstroom warm en zout water uit de tropen naar het hoge noorden. Daar koelt het af en dit  zware zoute water zinkt naar de bodem van de oceaan. Vervolgens stroomt het over de bodem weer terug naar het zuiden. Deze oceanische warmtepomp is niet stabiel.  Tijdens de ijstijd is de circulatie verschillende keren gestopt en vervolgens weer gestart.
Hoe komt het dat de warmtepomp kan afslaan, wie draait er aan de knop? Dat is het ijs zelf. Als het noordelijk halfrond opwarmt in de ijstijd, gaan de ijskappen smelten. Dat levert enorme hoeveelheden koud, zoet water op, dat een lager soortelijk gewicht heeft dan zout zeewater.  Er komt als het ware een 'deksel' van koud, licht water op de noordelijke oceaan te liggen, dat het zoute, warme water uit het zuiden tegenhoudt. Bovendien bevriest het makkelijker waardoor meer zee-ijs gevormd wordt. Kortom, de warmtepomp stopt, de noordelijke zeeen worden kouder en de gletsjers kunnen daardoor weer groeien. Op deze manier werd een snelle opwarming steeds weer gevolgd door langzamerhand terugkerende kou. Totdat een langere, meer stabiele opwarming aan het eind van de ijstijd de oceaan-warmtepomp voor langere tijd aanzette.
Tot voor kort was niet bekend dat het klimaat op aarde zo ontzettend instabiel kon zijn, we weten dit nog maar zo'n 15 jaar. We zijn gewend aan een relatief stabiel klimaat; in historische tijden hebben zich niet zo grote schommelingen voorgedaan als in de ijstijd. Maar egenlijk is instabiliteit normaal. De ijstijden met hun instabiele klimaat hebben de laatste paar miljoen jaar de overhand gehad, interglacialen met een stabiel klimaat zoals we die nu kennen duurden relatief kort.

Mensen tijdens de ijstijd
Ongeveer in het midden van de laatste ijstijd verscheen de moderne mens in Europa, en verdween de Neanderthaler. Uit die periode stammen ook de oudst bekende kunstuitingen: grotschilderingen en ivoren beeldjes. In grote delen van Europa was er tijdens de ijstijd genoeg te eten voor een goede jager. Er waren op de steppe-toendra grote kudden dieren: paarden, bisons, en ook echt groot wild: mammoeten. Het is nauwelijks voor te stellen wat de invloed van de snelle klimaatveranderingen op de mensen geweest kan zijn. Het klimaat kon in een mensenleeftijd volledig veranderen, van ijzige kou naar relatief warm, bijna zoals nu.

21.000 jaar geleden was de laatste ijstijd op zijn koudst. Zo’n 18.000 jaar geleden begon een snelle opwarming naar de warmere periode waarin we nu leven. Uit metingen uitgevoerd door Harvard met tachtig temperatuursbepalingen van over de hele wereld bleek dat aan het einde van deze ijstijd, op Antarctica na, overal ter wereld de temperatuursstijging werd voorafgegaan door een stijgende CO2-concentratie. Volgens de wetenschappers is de verandering van de stand van de Aarde de kickstart geweest voor het einde van de ijstijd, maar was de stijgende hoeveelheid CO2 die loskwam uit de diepe zuidelijke Atlantische oceaan de oorzaak dat de ijssmelt heeft doorgezet.

Tegelijk met de (inter)glaciale perioden varieert ook het CO2-gehalte in de atmosfeer. Oorzaak of gevolg varieert per periode. De hoeveelheid CO2 in de atmosfeer over een groot tijdsbestek is gemeten aan de hand van proxies: boormonsters uit het ijs op Groenland en Antarctica. In het ijs zitten minuscule belletjes prehistorische lucht opgeslagen. Hoe dieper men in het ijs gaat hoe ouder de ijslaag en de luchtbelletjes. In de periode tussen 10.000 en 160.000 jaar geleden steeg en daalde de hoeveelheid atmosferische CO2 af en toe snel. Waarom de hoeveelheid CO2 in de atmosfeer daalde en steeg is onbekend. Vermoed wordt dat de hoeveelheid plantaardig plankton in de oceanen hierbij vaak een rol speelt.

Tienduizend jaar geleden begon de 'lente' en smolt de glinsterende ijskap die Scandinavië bedekte letterlijk weg als sneeuw voor de zon. De zeespiegel steeg snel en de Noordzee, die tot dan toe droog lag, liep vol. De poolwoestijn van Noordwest-Europa kleurde groen. 7000 jaar geleden werd het zo warm dat we landbouw konden gaan bedrijven.

Tijdens de Middeleeuwen, tussen 900 en 1300, was het mogelijk zelfs warmer dan nu. Toen de Noren zich omstreeks het jaar 1000 op Groenland vestigden, kon daar vee worden gehouden. Later breidde het poolijs zich echter zo sterk uit dat de nederzettingen moesten worden opgegeven.

Opvallend waren in Europa vanaf de late Middeleeuwen de warmere zomers en het vaker voorkomen van koude winters. Dit is de zogenoemde Kleine IJstijd tussen grofweg 1430 en 1850. Gemiddeld lag de temperatuur in ons land zo'n 1 tot 2 graden lager dan nu.

Inmiddels is het 'hoogzomer' geworden en is de aarde warmer dan de afgelopen 400 jaar. We zijn zo ver geïndustrialiseerd dat we onze huidige interglaciale periode opstoken tot een ‘super-interglaciaal’. De huidige concentratie CO2 ligt met meer dan 400 ppm 40% hoger dan voor de industriële revolutie. Ze valt zelfs ver buiten de natuurlijke marge van de afgelopen 420.000 jaar die varieerde tussen 190 en 280 ppm, afhankelijk van het ijstijd klimaat. Het lijkt dus zeer aannemelijk dat die toename een aanzienlijk klimaateffect gaat krijgen.

Over tienduizend jaar wordt het weer 'herfst'. Dan komen de ijskappen terug en gaat de zeespiegel weer dalen.

De allerlaatste ijstijd?
Volgens de Milankovich theorie duurt het nog zo'n 60.000 jaar voordat de volgende ijstijd terugkomt. Voorlopig is het dus niet nodig om de aarde alvast warm te stoken. We weten eigenlijk nog veel te weinig van het klimaat af om op zo'n onverantwoorde manier ermee te rommelen. En de ijstijden laten zien, dat er veel onverwachte schakelaars inzitten die plotseling omgezet kunnen worden, met onverwachte - en snelle - effecten. Wat eerst een geleidelijke verandering kan lijken, kan plotseling een rampzalige snelheid aannemen, die onze maatschappij niet kan bijbenen.
Het is zelfs mogelijk dat we door het broeikaseffect eerst nog een koude periode gaan beleven, door het effect van smeltend ijs op de oceanische warmtepomp zoals hierboven beschreven is. Snel afsmelten van de Groenlandse ijskap zou de warme golfstroom kunnen stoppen en misschien wel de allerlaatste ijstijd opstarten voor de definitieve opwarming naar een onleefbare planeet?
'Snowball Earth' is het ene uiterste waarin het klimaat van onze planeet kan verkeren. Onze zusterplaneet Venus is een voorbeeld van het andere uiterste - een extreem broeikaseffect, met een atmosfeer die voor 96% uit koolzuurgas bestaat en een oppervlakte temperatuur van 482 graden Celcius.

Bronnen waaruit bovenstaand artikel is samengesteld:
https://www.skepticalscience.com/
https://www.nemokennislink.nl/publicaties/na-de-broeikas-komt-de-ijstijd
http://www.falw.vu.nl/nl/voor-het-vwo/wetenschap-in-gewone-woorden/Aardwetenschappen/klimaat/laatste-ijstijd.aspx
http://www.changemagazine.nl/klimaatkennis/onderzoek/einde-laatste-ijstijd-door-vrijlating-co2-uit-de-diepe-oceaan
http://www.klimaatvoorruimte.nl/nl/25223929-vraag_ijstijden.html
http://klimaatgek.nl/wordpress/co2/
https://www.knmi.nl/kennis-en-datacentrum/uitleg/klimaatverandering
http://www.knmi.nl/kennis-en-datacentrum/achtergrond/hoe-warmen-broeikasgassen-de-aarde-op
https://klimaatverandering.wordpress.com/
https://nl.wikipedia.org/wiki/Klimaatverandering
http://www.wur.nl/nl/Onderzoek-Resultaten/Themas/Klimaatverandering.htm






Je kunt ook zelf een opinie of encyclopedisch artikel op Kunstbus of Muziekbus plaatsen!

lexicon opinie

Pageviews vandaag: 813.