Självständigt arbete vid Institutionen för geovetenskaper 2017: 7
Ökenspridning och klimatförändringar – historiskt och framtida klimat i Sahel
Aron Stenlid
INSTITUTIONEN FÖR GEOVETENSKAPER
Självständigt arbete vid Institutionen för geovetenskaper 2017: 7
Ökenspridning och klimatförändringar – historiskt och framtida klimat i Sahel
Aron Stenlid
INSTITUTIONEN FÖR GEOVETENSKAPER
Copyright © Aron Stenlid
Publicerad av Institutionen för geovetenskaper, Uppsala universitet (www.geo.uu.se), Uppsala, 2017
Abstract
Desertification and climate change –past and future climate of the Sahel Aron Stenlid
During the 1970s and 1980s, a persistent and devastating drought prevailed in the Sahel.
Precipitation amounts have since increased, but droughts are still a recurring feature of the region’s climate. This leaves Sahel one of the most vulnerable regions in the world to the impacts of climate change. It has been suggested that the late 20th century drought was caused by anthropogenic factors, such as desertification due to overgrazing, and emissions of greenhouse gases and aerosols. Despite their ability to accurately reproduce historical precipitation trends, climate models do not agree on future climate projections. Hence, scenarios for future climate in the region are highly uncertain.
This is both a literature study and an experimental study. In addition to examining the interaction between desertification and climate change, the future climate of Sahel was investigated. By comparing climate model simulations (EC-EARTH and RCA4) of future climate (2071-2100) and a historical period (1971-2000), future changes in precipitation and temperature for three RCP scenarios (RCP 2.6, 4.5 and 8.5) are examined.
An increase in average temperature is observed in all three RCP-scenarios. The increase ranges from 1.2 to 5°C., depending on the RCP scenario (the larger increases are found in the higher radiative forcing scenarios). No trend regarding changes in mean annual precipitation is evident. For RCP 2.6, the majority of the Sahel becomes drier, whereas for RCP 4.5 and -8.6, parts of the region receive more precipitation (+ 0-100 mm), and others receive less (- 0-100mm). The uncertainty of the results is discussed by comparisons with mean values from an SMHI climate model ensemble. The results regarding temperature are considered plausible, and therefore represent probable outcomes for mean temperature in the Sahel for the future. For all precipitation results, however, the level of uncertainty is high.
It is likely that the future climate of the Sahel will be affected by the level of 21st century greenhouse gas emissions, as well as future changes in ocean sea surface temperatures globally. Although not substantial, desertification has had an impact on past climate in the region, and is expected to have an impact on future climate.
Key words: Sahel, desertification, drought, climate change, RCP Degree Project C in Meteorology, 1ME420, 15 credits, 2017 Supervisor: Anna Sjöblom
Department of Earth Sciences, Uppsala University, Villavägen 16, SE-752 36 Uppsala (www.geo.uu.se)
Sammanfattning
Ökenspridning och klimatförändringar – historiskt och framtida klimat i Sahel Aron Stenlid
Den stora torkan som rådde i Sahel under 1970 och 1980-talen är unik i modern tid.
Nederbördsmängderna i regionen har ökat sedan dess, men perioder av torka är fortfarande återkommande. Variationer i klimat likt dessa gör att Sahel är ett av de mest utsatta
områdena i världen för klimatrelaterade förändringar. Området är starkt förknippat med begreppet ökenspridning, och det har spekulerats i att klimatvariationerna som drabbar regionen är ett resultat av mänsklig verkan inom och utanför Sahel, såsom överbetning och utsläpp av växthusgaser. Invånarna i Sahel står inför en framtid som är högst osäker; trots klimatmodellers framgångar med att beskriva klimatvariationerna som präglade 1900-talet tenderar modellernas simuleringar för framtida klimat att skilja sig åt.
Detta projekt är en kombinerad litteraturstudie och laborativ studie. Simuleringar
framtagna med SMHI Rossby Centers regionala klimatmodellen RCA4, driven av den globala modellen EC-EARTH är inkluderade. Simuleringarna har gjorts för framtida klimat (2071- 2100) och en historisk period (1971-2000), för klimatvariablerna temperatur och nederbörd.
Litteraturstudien redogör för en del av den stora mängd forskning som bedrivits som ämnar beskriva orsakerna till torkan i Sahel, samt vad forskningen säger om framtida klimat i regionen. Mer precist undersöks hur ökenspridning och klimatförändringar samverkar, samt vilka konsekvenser dessa har på Sahel-områdets klimat. Jämförelser mellan de två
tidsperioderna görs sedan, detta för tre olika RCP-scenarior för framtida klimat: RCP 2.6, 4.5, och 8.5. Med utgångspunkt från dessa jämförelser undersöks hur det framtida klimatet kommer att bli i Sahel.
Ökning i medeltemperatur sker för samtliga RCP-scenarier. Ökningen är 1.2 till 5 C, beroende på vilket scenario som undersöks. Inga tydliga trender för nederbörd kan urskiljas.
För RCP 2.6 blir medelvärdet för årsnederbörd i hela Sahel 0-100 mm mindre perioden 2071- 2100, jämfört med perioden 1971-2000. För RCP-4.5 ökar årsmedelnederbörden med 0-100 mm i västra Sahel, och minskar med 0-100 mm i öster. För RCP-8.5 får centrala Sahel en ökning på 0-100 mm, och i de västra och östra delarna minskar nederbörden med 0-100 mm.
Osäkerhet i resultaten bedöms utifrån jämförelse med medelvärde från en
klimatmodellensemble beräknade av SMHI. Resultaten för temperatur anses rimliga och är därför trovärdiga. Osäkerhetsnivån för den simulerade årsmedelnederbörden i framtiden bedöms vara hög. Det är troligt att ökade antropogena utsläpp av växthusgaser och förändringar i globala havsytetemperaturer har stor betydelse för det framtida klimatet i Sahel. Ökenspridning har påverkat klimatet historiskt sett, och bedöms ha en viss inverkan på det framtida klimatet i regionen.
Nyckelord: Sahel, ökenspridning, torka, klimatförändringar, RCP Examensarbete C i meteorologi, 1ME420, 15 hp, 2017
Handledare: Anna Sjöblom
Institutionen för geovetenskaper, Uppsala universitet, Villavägen 16, 752 36 Uppsala (www.geo.uu.se)
Innehållsförteckning
1. Inledning ... 1
2. Bakgrund ... 1
2.1 Strålningsbalansen, energibudgeten och växthuseffekten ... 3
2.2 Aerosoler ... 4
2.3 Strålningsdrivningar ... 5
2.4 Klimatmodeller ... 6
2.5 Problemfrågeställning /syfte ... 6
3. Genomförande/metod ... 6
4. Resultat ... 7
4.1 Klimatet i Sahel historiskt sett ... 7
4.2 Nederbörd i Sahel ... 7
4.3 Faktorer som påverkar klimatet i Sahel ... 7
4.3.1 Ökenspridningsparadigmen – har markförändringar orsakat torka? ... 8
4.3.2 Sambandet mellan SST och nederbörd ... 9
4.3.3 Aerosoler och växthusgaser ... 11
4.3.4 Naturliga variationer – AMO och ENSO ... 12
4.4 Klimatmodellering ... 13
5. Diskussion ... 17
6. Slutsatser ... 19
Referenser ... 20
1
1. Inledning
Öknar definieras som områden där klimatet som råder är så pass torrt att växter, förutom endast de som klarar av att stå emot torka, inte kan överleva (AMS, 2012). Öknar uppstår antingen som ett resultat av att områden ligger långt från vatten, i regnskugga (bakom berg), eller i anslutning till de subtropiska högtrycken (Charney, 1975).
De subtropiska högtrycken, eller subtropiska högtrycksbältet, är områden på jorden som ligger vid ungefär 20-40 graders latitud (SMHI, 2014). Karakteristiskt för dessa områden är att de domineras av kraftiga högtryck. Luft som har transporterats från ekvatorn via Hadleycellen sjunker vid dessa breddgrader, genom subsidens, vilket gör att högtryck uppstår. Den sjunkande rörelsen av luft motverkar uppkomsten av moln, vilket resulterar i torrt och klart väder. Vid marken rör sig från de subtropiska högtrycken sedan vindar - nordostliga och sydostliga- passadvindar, tillbaka mot ekvatorn. Dessa vindar sluter den storskaliga cirkulation som Hadleycellen utgör.
Den Intertropiska konvergenszonen, ITCZ, är ett bälte av nederbördsgivande moln som uppstår till följd av passadvindarnas konvergens nära ekvatorn. Den varma tropikluften vid ekvatorn får hög fuktighet och stiger, vilket i sin tur ger upphov till åskväder (NASA, 2000).
Efter att luften har stigit rör den sig i riktning mot polerna och sjunker sedan vid de subtropiska högtrycken.
ITCZ position beror till stor del på solen. Därför ändras dess läge under årets gång beroende på var solens intensitet är som störst. På norra (södra) halvklotet rör ITCZ sig norrut (söderut) under sommarmånaderna (NOAA, 2017). På grund av vattens höga värmekapacitet har även havstemperaturer en inverkan på ITCZs position över hav. I vissa regioner kan även monsuncirkulationer påverka dess position (Waliser & Gautier, 1993).
Förändringarna i ITCZs läge under årets gång medför att de områden som ligger mellan ekvatorn och öknarna vid de subtropiska högtrycken får en säsongsbetonad nederbörd.
Denna nederbördssäsong är ofta kortvarig och kan vara mycket varierande, och därför svår att prognostisera (McIlveen, 2010).
2. Bakgrund
Ökenspridning är ett fenomen som innebär att klimatet för ett visst område blir aridare, dvs.
torrare (AMS, 2012). Sedan begreppet myntades år 1949 av Aubreville har förklaringarna till vad som orsakar ökenspridning kommit att ändras. Förenta nationerna (FN) definierade ursprungligen ökenspridning som ett fenomen orsakat av antropogena faktorer, såsom t.ex.
ohållbart jordbruk, konvertering av skog till odlingsmark m.m. Denna definition anses inte längre vara fullständig, och FN har ändrat sin definition av begreppet. I den nya definitionen definieras ökenspridning som markförstörelse orsakad av människlig aktivitet och
klimatförändringar (Nicholson, Tucker & Ba, 1998).
Ett geografiskt område som vanligen brukar förknippas med ökenspridning är Sahel i Nordafrika (fig. 1). Detta område ligger mellan Sahara i nord och det tropiska Afrika i söder.
Definitioner för regionens geografiska omfattning kan skilja sig åt (t.ex. 18°V – 20°Ö, 10°N- 20°N (Dai, 2011), 18°V – 35°Ö, 14°N-18°N (Nicholson, 2013)). Klimatet i Sahel är
2
karakteristiskt för områdets geografiska läge - en övergång mellan öken och savann. Klimatet i regionen är huvudsakligen av semi-arid typ, med en tydlig regnperiod, den Västafrikanska monsunen, som inträffar under sommarmånaderna (Xue & Shukla, 1993). En tydlig nord-syd- gradient för nederbördsmängder finns i regionen. Den årliga nederbördsmängden är 100- 200 mm/år i de norra delarna av Sahel, och i de södra delarna 500-600 mm/år (Nicholson, 2013).
Den korta regnperioden är mycket avgörande för skörden i området. Sahel är ett av de mest utsatta områdena i världen, då området är väldigt känsligt för klimatrelaterade förändringar (Zeng, 2003). Kring år 1970 drabbades Sahel mycket hårt av en svår torka som pågick i över 20 års tid. Denna torka är en av de största variationer i klimat som har
observerats på jorden i modern tid (Zeng, 2003). På 1980-talet började
nederbördsmängderna återigen öka något i Sahel, och en viss återhämtning har skett på senare år (Dong & Sutton, 2015).
Den långvariga torkan resulterade i mycket allvarliga konsekvenser för de många människor som bodde i Sahel (Zeng, 2003). Torkan i Sahel uppmärksammades även av meteorologer, vilket bidrog till att torka och ökenspridning blivit populära forskningsämnen (e.g. Nicholson, Tucker & Ba, 1998).
Figur 1. Karta över delar av Afrika med Sahel utmärkt. Definitionen av regionen kan dock skilja sig mellan olika källor. (By Munion [GFDL (http://www.gnu.org/copyleft/fdl.html) or CC BY-SA 3.0 (http://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0)], via Wikimedia Commons)
Antropogena utsläpp av växthusgaser har haft en stor påverkan på jordens klimat (IPCC, 2014). I dagsläget ökar mängden av växthusgaser i atmosfären stadigt; kring år 2050 är det mycket sannolikt att mängden CO2 i atmosfären att nå en nivå som är dubbelt så hög som den nivå som rådde innan industrialiseringen. Denna kraftiga ökning av atmosfäriskt CO2
kommer med mycket hög säkerhet medföra stora förändringar på jordens framtida klimat (e.g. McIlveen, 2010).
År 2013 introducerade FNs klimatpanel, Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), ett nytt sätt att beskriva framtida klimatscenarier för olika utsläppsscenarier:
Representative Concentration Pathways (RCP). Dessa beskriver utvecklingsbanor för hur det framtida klimatet kommer att se ut för 4 stycken scenarier med olika strålningsdrivningar:
RCP 2.6, 4.5, 6.0 och 8.5, där siffran anger antalet extra watt (2.6, 4.5, 6.0, 8.5 w/m2) vid
3
markytan år 2100. Till skillnad mot tidigare sett att se på framtida klimat baseras inte RCP- scenarierna på unika socioekonomiska scenarier. De olika strålningsdrivningsscenarierna kan därför uppnås genom flera socioekonomiska scenarier, vilket underlättar för beslutstagande myndigheter (SMHI, 2017).
Teorierna om vad som orsakade ökenspridning och torka i Sahel och hur ökenspridning påverkar klimatet i regionen är många. På 1970-talet presenterade Charney (1975) en teori som fick stor uppmärksamhet. Enligt denna teori skulle förändringar av markens albedo till följd av överbetning vara den bidragande faktorn till torkan i Sahel, och det ansågs därmed att människorna i regionen hade orsakat torkan (Nicholson, 1998). Detta bidrog till att förstärka uppfattningen att ökenspridning i Sahel var ett fenomen som hade orsakats av människorna som levde i regionen. På senare tid har dock en rad andra förklaringar till torkan introducerats. En teori som vanligen förekommer i litteraturen är att torkan i Sahel är en konsekvens av förändringar av yttemperaturer i världshaven (eg. Folland et al., 1986; Xue
& Shukla, 1998; Giannini, 2003).
Torkan i Sahel sammanföll med den period då antropogena utsläpp av växthusgaser ökade kraftigt, och begreppet klimatförändringar började få fäste. Därför ter det sig naturligt att ställa frågan vilken roll klimatförändringar har haft, och hur de kommer påverka klimatet i framtiden. Då klimatet i Sahel direkt berör de miljontals människor som lever i regionen är det mycket viktigt att få ökad förståelse för hur det framtida klimatet i regionen kommer att bli, och varför.
2.1 Strålningsbalansen, energibudgeten och växthuseffekten
Solens strålning är energikällan som driver jordens klimat (Lindsey, 2009). Med strålningsbalansen avses den balans som råder mellan energin från den inkommande kortvågiga solstrålningen till jorden och den utgående strålningen. Balansen mellan energiflödena från markytan och atmosfären beskrivs av energibudgeten (fig. 2). När
solstrålningen når jordens atmosfär reflekteras ungefär 30 % av strålningen direkt tillbaka till rymden av moln, aerosoler och jordens yta. Av den strålning som inte reflekterats
absorberas en väldigt liten del av jordens atmosfär, och resten absorberas av marken på jorden. Efter att strålningen har absorberats emitterar sedan atmosfären, molnen och markytan i sin tur långvågig strålning.
De gaser i atmosfären som absorberar utgående strålning från jorden och sedan strålar tillbaka långvågig strålning mot jorden kallas växthusgaser (eng. Greenhouse gases (GHG)).
Dessa gaser gör så att medeltemperaturen på jorden ökar, genom den så kallade växthuseffekten. Växthuseffekten förekommer naturligt och är en förutsättning för att människan ska kunna leva på jorden (SMHI, 2015)
4
Figur 2. Uppskattning av jordens årliga och globala genomsnittliga energibalans. På lång sikt
balanseras den mängd ingående solstrålning som absorberas av jorden och atmosfären genom av att jorden och atmosfären avger lika stor mängd långvågig strålning. Ungefär hälften av den
inkommande solstrålningen absorberas av jordens markyta. Denna energi överförs till atmosfären genom: uppvärmning av den luft som är i kontakt med jordens markyta (termik), evapotranspiration samt genom långvågig strålning som absorberas av moln och växthusgaser. Atmosfären återstrålar i sin tur tillbaka långvågig strålning till jorden, samt ut till rymden. Källa: Kieh och Trenberth (1997) Copyright © Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC, 2007) (översatt från IPCC) IPCC Fourth Assessment Report: Climate Change 2007, Working Group I: The Physical Science Basis, Figure 1
2.2 Aerosoler
Aerosoler är mycket små luftburna partiklar; storleken på partiklarna är i intervallet några nm till 100 μm. De uppstår antingen på naturlig väg: t.ex. saltpartiklar från hav som genereras av vind, stoft till följd av vulkanutbrott, ökendamm, eller är antropogena:
förbränning av fossila bränslen, utsläpp från industrier m.m. Aerosolerna kan delas upp i två grupper: primära och sekundära. Till de primära aerosolerna räknas de som uppstår naturligt t.ex. av vind (havssalt), och sot. Sekundära aerosoler uppstår genom kemiska processer som sker i atmosfären. Ett exempel på en sekundär aerosol är SO4 (sulfat) som bildats ur SO2
(svaveldioxid).
Aerosoler kan ha olika inverkan på jordens strålningsbudget. Deras bidrag är i regel negativt, men de kan även verka positivt, dvs. de verkar både avkylande och uppvärmande.
Exakt hur, och till vilken grad, utsläpp av aerosoler påverkar, och kommer att påverka jordens framtida klimat, är dock inte fastställt (Voliand, 2010). Detta framgår i figur 3, där osäkerheten för aerosolernas bidrag till strålningsdrivning (se avsnitt 2.3), är stor.
Aerosoler kan interagera med strålningen på olika sätt. Man brukar därför dela in
aerosolers inverkan på klimat i två kategorier för att skilja på dessa: direkt effekt och indirekt effekt. Den direkta effekten är spridningen och absorptionen av kort- och långvågig strålning.
Spridningen av strålning verkar i regel avkylande, medan aerosolernas absorption av strålning kan ha en värmande effekt (Voliand, 2010). Med indirekt effekt menas den
inverkan på strålningsbalansen som aerosolernas påverkan på moln ger upphov till. Den ger ett negativt bidrag till strålningsbalansen, dvs. den verkar avkylande (Voiland, 2010). Den indirekta effekten kan i sin tur delas in i två delar: den första och andra indirekta effekten.
Den första indirekta effekten avser den effekt som aerosolerna har som
kondensationskärnor. Aerosoler agerar som mycket små kondensationskärnor på vilka molndroppar kan bildas. Dessa är mindre än konventionella molndroppar och har därför högre albedo, och reflekterar mer solstrålning än vanliga moln. Denna effekt resulterar i en
5
kylande effekt av jorden (Voiland, 2010). Den andra indirekta effekten, även kallad cloud lifetime effect, beskriver aerosolernas inverkan på molns livslängd. Den är i dagsläget ett omtvistat forskningsområde, och dess inverkan på strålningsbalansen är osäker (Rotstayn &
Lohmann, 2002).
2.3 Strålningsdrivningar
Genom utsläpp av växthusgaser och aerosoler har människan påverkat atmosfärens
sammansättning och albedo, vilket leder till att strålningsbalansen vid markytan förändras.
Förändringarna av strålningsbalansen, strålningsdrivningar (eng. : radiative forcings (RF)), är små och kan verka både positivt och negativt. Trots att de är små resulterar
strålningsdrivningarna i stora konsekvenser; en förändrad strålningsbalans leder till att jordens klimat förändras. I fig. 3 kan ses att aerosoler och växthusgaser är de två
huvudsakligen bidragande orsakerna till skillnaderna i strålningsbalansen. Genom att öka mängden växthusgaser i atmosfären blir jordens växthuseffekt förstärkt, vilket leder till att medeltemperaturen vid jordytan ökar. Aerosolernas bidrag till strålningsdrivningarna är till största delen negativt. Globalt sett är den totala summan av strålningsdrivningarna positiv, dvs. de verkar uppvärmande (se fig. 3).
Då växthusgaser och aerosoler har påverkat det globala klimatet och även kommer ha en stor påverkan på framtida klimat, måste därför de även inkluderas när det framtida klimatet i en mindre region såsom Sahel undersöks.
Figur 3. Uppskattningar och omfattning av global genomsnittlig strålningsdrivning (RF) år 2005 för antropogena utsläpp av: koldioxid (CO2), metan (CH4), dikväveoxid (N2O), och andra viktiga medel och mekanismer, tillsammans med den typiska geografiska omfattningen (spatial skala) för drivningen samt den bedömda nivån av vetenskapligt kunnande (LOSU). Även den netto-antropogena strålningsdrivningen och dess omfattning visas. För denna krävs summation av asymmetriska
osäkerhetsuppskattningar från de ingående termerna, och den kan således inte erhållas genom enkel addition. Övriga strålningsdrivningar som inte är inkluderade betraktas ha väldigt lågt LOSU.
Vulkaniska aerosoler bidrar med ytterligare naturlig drivning men inkluderas inte i denna figur på grund av deras episodiska natur. Omfånget för molnstrimmor inkluderar inte andra möjliga påverkningar som flygtrafik har på molnighet. Copyright © Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC, 2007) (översatt från IPCC) IPCC Fourth Assessment Report: Climate Change 2007, Working Group I: The Physical Science Basis, Figure SPM.2
6
2.4 Klimatmodeller
Klimatmodeller är mycket avancerade matematiska modeller som används för att simulera både historiskt och framtida klimat. För meteorologer är klimatmodellerna av mycket stor nytta, då de möjliggör undersökning av hur klimat har påverkats, och kommer att påverkas av olika faktorer. Dessa faktorer kan vara både naturliga och antropogena. En väsentlig skillnad mellan klimatmodeller och prognosmodeller är att klimatmodeller, till skillnad från prognosmodeller, inte kan beräkna vädret vid en specifik plats och tidpunkt. Istället ger resultaten från klimatmodeller information om hur klimattrender har varit eller kommer att bli (SMHI, 2017).
Klimatmodellerna delar in jordens atmosfär i 3-dimensionella rutnät. Varje ruta innehåller information om fysiska komponenter såsom: atmosfär, landyta, hav och is. I dessa rutor utförs beräkningar av klimatvariabler, där ekvationer med bevarandet av energi används som utgångspunkt (Setzer, 2016).
Beräkningar med klimatmodeller är extremt arbetskrävande och kräver att superdatorer används. En följd av detta är att globala klimatmodeller har grov upplösning, dvs. rutorna i rutnätet är väldigt stora. Därför blir lokala detaljer relativt dåligt beskrivna med globala modeller. För att kunna utföra beräkningar med högre upplösning i en region används i stället regionala klimatmodeller. De regionala klimatmodellerna är konstruerade på samma sätt som de globala modellerna, men är koncentrerade på en region. Till regionen behövs randvillkor, dessa genereras av globala modeller. Genom att driva de regionala modellerna med globala klimatmodeller på detta sätt kan en högre upplösning erhållas i en region, jämfört med om endast globala modeller hade använts.
2.5 Problemfrågeställning /syfte
Syftet är att ur ett meteorologiskt perspektiv undersöka hur ökenspridning och
klimatförändringar samverkar, samt vilka konsekvenser dessa har på ett områdes klimat.
Detta har gjorts utifrån frågeställningen: vilken inverkan kommer klimatförändringar och ökenspridning ha på det framtida klimatet i Sahelområdet?
3. Genomförande/metod
Detta projekt är huvudsakligen en litteraturstudie. Litteraturen utgörs till största delen av vetenskapliga artiklar. En stor del av dessa är skrivna av de mest framstående forskarna inom ämnet, och används bl.a. som nyckellitteratur för IPCCs rapporter. Artiklarna är skrivna under olika årtionden, och ger även en överblick om hur forskningen har utvecklats.
För att erhålla data om framtida klimat används resultat från en klimatmodell där olika RCP-scenarier undersöks. Den globala klimatmodellen EC-EARTH (upplösning: 1.125° x 1.125°, 62 vertikala nivåer) har använts för att drivaregionala klimatmodellen RCA4 (upplösning: 0.44° x 0.44°), med domän Afrika. RCA4 är en regional klimatmodell som är framtagen, och används av SMHIs Rossby Center (SMHI, 2017). Med klimatmodellen har ytnära temperatur (2 m.ö.h) och nederbörd för både en historisk period och en framtida period (RCP 2.6, -4.5,-8.5) erhållits. Med utgångspunkt från litteraturstudien diskuteras sedan resultaten från klimatmodellen.
7
4. Resultat
Det finns olika sorters definitioner av torka inom meteorologi, jordbruk och hydrologi (Dai, 2011). Här används bara meteorologisk torka, definierat som en period av storleksordningen månad-år för vilken nederbördsmängden är lägre än vad som är normalt för en region (Dai, 2011).
4.1 Klimatet i Sahel historiskt sett
Historisk sett har klimatet i Sahel varit av semi-arid karaktär de senaste två millenierna.
Under denna period har variationer i nederbördsmängder förekommit. Perioder som har varit nederbördsrika och nederbördsfattiga har inträffat vid ett flertal tillfällen. Perioden som rådde innan den stora torkan på 70-talet – dvs. 50 och 60-talet – utmärker sig som en särskilt nederbördsrik period (Nicholson, 2013). Långvariga perioder av torka har varit
återkommande. Genom analys av sjösediment i Bosumtwisjön i Ghana framgår att mer extrema och längre torra perioder har inträffat i Sahel än den som inträffade på 70-talet. En sådan torka inträffade senast för 200-550 år sedan, under den torkan sjönk vattennivån i Bosumtwisjön betydligt lägre än under torkan under 1970- och 1980-talen (Shanahan et al., 2009).
4.2 Nederbörd i Sahel
Sahel får merparten av sin nederbörd genom den Västafrikanska monsunen (WAM). WAM är en storskalig cirkulation som uppstår när vindriktningarna över Sahel ändras då kontrasten i uppvärmningen av hav och land ökar under årets gång. WAM inträffar i maj månad längs den guineanska kusten och rör sig sedan norrut mot Sahel, som utgör den nordligaste delen av WAMs utsträckning (Roehrig et al., 2013). I augusti når WAM sin kulmen, och drar sig sedan tillbaka i september/oktober. Denna regnperiod markerar ITCZs förflyttning norrut under denna tid på året. Två jetströmmar har visats ha en inverkan på WAMs intensitet och fördelningen av dess nederbörd: African Easterly Jet (AEJ) och Tropical Easterly Jet (TEJ) (Afiesimama et al., 2006). Monsunvindarna, som är västerliga, och AEJ ger upphov till vertikal skjuvning. Denna skjuvning gynnar djup konvektion i Sahel (The Comet Program, 2017). Tillsammans med AEJ påverkar TEJ så kallade African easterly waves. Dessa är
synoptiska vädersystem som är starkt kopplade till nederbörd (Nicholson et al., 2007; Martin
& Thorncroft, 2015). Även AEJs styrka påverkar. För de år som är torrare är AEJ starkare än normalt och befinner sig närmare ekvatorn (Nicholson, 2001)
4.3 Faktorer som påverkar klimatet i Sahel
En förutsättning som krävs för att kunna förstå hur klimatförändringar och ökenspridning kommer påverka Sahels framtida klimat är att kunna identifiera och förstå
orsaken/orsakerna till varför torkan uppstod i Sahel. Denna sektion sammanfattar några av de största forskningsområdena som berör klimatet i Sahel.
8
4.3.1 Ökenspridningsparadigmen – har markförändringar orsakat torka?
Det har spekulerats i att förändringar av markytan (ökenspridning) i Sahel, som uppstått till följd av bl.a. överbetning, orsakade torkan (Charney, 1975). Detta skulle därför innebära att torkan var ett resultat av antropogena faktorer. För att undersöka vilken inverkan
ökenspridning kommer att ha på Sahels framtida klimat är det därför nödvändigt att fastställa till vilken utsträckning mänsklig aktivitet i regionen har påverkat torkan.
När ett område utsätts för ökenspridning ändras en mängd fysiska parametrar som i sin tur påverkar meteorologiska processer i området. Dessa parametrar kan exempelvis vara:
växtlighet, markens skrovlighetslängd, markfuktighet, albedo, ökade mängder damm/sand- partiklar m.m. Förändringar av dessa parametrar påverkar utbytet av energi mellan land och atmosfär och även den hydrologiska cykeln (Wu et al. 2016).
Förändringar av en marks albedo kan ge upphov till stora skillnader i klimat. Öknar, och områden med begränsad växtlighet, kännetecknas av att de vanligen har högt albedo. Som ett resultat av överbetning i Sahel kan därför markalbedot ha ökat, då en av konsekvenserna av överbetning är minskad växtlighet.
Det höga albedot medför att mer kortvågig solstrålning reflekteras. Markytan blir även väldigt varm och har låg värmekapacitet, vilket även leder till utstrålning av stora mängder långvågig strålning. Eftersom molnigheten i ökenområden generellt sett är låg blir därför markutstrålningen till rymden stor. Dessa två strålningsegenskaper resulterar i en sänka för strålning. För att termisk jämvikt ska råda uppstår subsidens av luften ovanför. När luften sjunker komprimeras den adiabatiskt, vilket medför att temperaturen stiger och den relativa fuktigheten sjunker (luften blir torrare). En ökning av albedo medför därför att subsidensen förstärks i Sahel. Med andra ord skulle ökenspridning ha gett upphov till en positiv
återkopplingsmekanism som gör att området blir ännu torrare (Charney, 1975).
Det är inte troligt att torkan i Sahel inträffade enbart på grund av markförändringar orsakade av människan. Det har t.ex. visats att nederbördstrenderna historiskt sett i Sahel kan återskapas med klimatmodeller genom att använda andra klimatvariabler (Giannini, Saravanan & Chang, 2003). Dock är det sannolikt att markförändringar och ökenspridning i Sahel har haft en inverkan, och därför även kommer påverka det framtida klimatet i regionen.
Det finns även ett flertal andra saker som talar emot Charney (1975). Det är inte troligt att människan har orsakat förändringar av albedo av den storlek som krävs för att orsaka en torka av den omfattning som inträffade i Sahel (Courel, Kandel & Rasool, 1984). Detta har bekräftats med satellitbilder (Courel, Kandel & Rasool, 1984) och klimatmodeller (Taylor et al., 2002). Dessutom finns det bristande uppgifter om hur albedot har förändrats historiskt sett, i synnerhet då det inte existerar några satellitbilder från tiden innan torkan inträffade (Taylor et al., 2002). Storleken på de albedoförändringar som har använts i tidiga studier, såsom t.ex. Charney (1975) har därför varit orealistiska, vilket ger skäl att ifrågasätta
huruvida resultaten är pålitliga (Courel, Kandel & Rasool, 1984). Någon större utbredning av ökenområden i regionen har troligen inte heller skett. Varken gränsen mellan Sahel och Sahara, eller omfattningen av växtligheten i Sahel ändrades mellan år 1980 och 1995 (Nicholson, Tucker & Ba 1998).
Det finns emellertid ingen anledning att tro att ökenspridning inte kommer att ha någon inverkan på klimatet. Det är viktigt att ha i åtanke att förändringar av växtlighet/albedo även kan ske som ett resultat av klimatförändringar. Därför kan det ibland vara problematiskt att med säkerhet veta huruvida markförändringarna är antropogena eller uppkommit till följd av
9
ökenspridning (Nicholson, Tucker & Ba, 1998). Mest troligt är dock att de är naturliga (Nicholson, 2001). Fluktuationer i nederbördsmängder medför att växtligheten varierar från år till år, vilket resulterar i årliga variationer i albedo av storleken 0.02-0.03 (Nicholson, Tucker & Ba, 1998). Dessa små förändringar är inte obetydande. Klimatet i Sahel är mycket känsligt för små förändringar av markytans albedo (Taylor et al., 2002) och förändringar av växtlighet har påverkan på AEJ och WAM, vilka har direkt inverkan på nederbörden i regionen (Xue & Shukla, 1993).
Ytterligare en anledning är att majoriteten av dagens klimatmodeller i regel inte inkluderar en dynamisk vegetationskomponent, och därför inte heller simulerar den ovan beskrivna återkopplingsmekanism som ökenspridning ger upphov till (Yu, Wang & Pal, 2016).
Gemensamt för klimatmodeller är att de vanligen brukar underskatta amplituden av nederbördsförändringar i Sahel. Det är möjligt att markförändringar kan vara en av förklaringarna till detta (Zeng, 2003).
I dagsläget anses således att den effekt som markförändringar - naturliga och antropogena - främst har haft, och har, på klimatet i Sahel att de förstärker, samt har förlängt effekterna orsakade av externa faktorer såsom havstemperaturförändringar (Zeng, 2003; Dai, 2011). I och med detta måste den inverkan som ökenspridning har på klimatet tas i beaktande vid en undersökning av områdets framtida klimat.
4.3.2 Sambandet mellan SST och nederbörd
Externa faktorer har haft en större påverkan på nederbörd än vad interna faktorer, såsom ökenspridning och markförändringar har haft. Nederbörden är starkt kopplad till
yttemperaturer, SST (Sea Surface Temperature), i världshaven (Folland et al. 1986, Giannini, Saravanan & Chang, 2003). Denna koppling är så stark att det är mest troligt att torkan på 70-talet uppstod som en följd av förändringar i yttemperaturer i SST under 1900-talet (eg.
Dai, 2011). Detta eftersom det är möjligt att återskapa nederbördsmönstret historiskt sett med klimatmodeller genom att endast använda historiska data för observerade SST, se fig 4 (Giannini, Biassutti & Verstraete, 2008). Då kopplingen mellan SST och torkan under 1900- talet är övertygande är det därför även mycket sannolikt att SST i världshaven kommer att ha en stor inverkan på det framtida klimatet i regionen.
10
Figur 4. Observerad (Climatic Research Unit TS 2.1; Mitchell & Jones, 2005) årlig nederbörd i Sahel (svart), jämfört med ett ensemblemedelvärde av 10 simuleringar för atmosfär/land-komponenten hos GFDL-CM2.0 modellen, driven med observerade SST (röd). Både modellerade värden och observationerna är normaliserade till enhetsmedelvärde över perioden 1950-2000. Grå områden representerar ±1 standardavvikelse, från ensemblens inbördes variabilitet. Efter Held et al. (2005) baserat på resultat från Lu och Delworth (2005). Copyright © Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC, 2007) (översatt från IPCC) IPCC Fourth Assessment Report: Climate Change 2007, Working Group I: The Physical Science Basis, Figure 9.19
Atlanten och Indiska oceanen är de världshav som har störst inverkan på nederbörden (Dai, 2011). Gemensamt för dessa hav är att temperaturerna har ändrats under 1900-talet.
En snabbare uppvärmning av Atlanten på södra halvklotet än norra halvklotet mellan år 1965-1980, samt ökade temperaturer i Indiska oceanen, är de SST-förändringar som har haft störst inverkan på nederbörd (Folland, Palmer & Parker, 1986; Giannini, Saravanan & Chang, 2003; Dai, 2011).
SST i Atlanten och Indiska Oceanen påverkar en rad olika storskaliga meteorologiska system vilka leder till förändringar i nederbörden. Exakt vilka dessa meteorologiska kopplingar är ännu inte helt säkert. Med klimatmodeller kan det visas att ökade
temperaturer i Indiska oceanen medför att subsidens ökar i Västafrika och Sahel genom österliga Rossbyvågor, vilket bidrar till att torka i dessa regioner förstärks (Hagos & Cook, 2008). Varför skillnader i uppvärmning av Atlanten på norra och södra halvklotet resulterar i ett torrare Sahel kan förklaras genom olika teorier. ITZCs position beror på solen, men även havstemperatur (den följer de varmare vattnen), och har därför flyttats söderut då södra Atlanten värmts upp (eg. Folland, Palmer & Parker, 1986; Hoerling et al, 2006). En annan förklaring kan vara att djup konvektion över Sahel minskar då dessa hav värms, vilket leder till minskade nederbördsmängder i regionen (eg. Giannini, Saravanan & Chang, 2003).
Det är dock viktigt att SST för samtliga världshav inkluderas i klimatmodeller när kopplingen mellan SST och nederbörd i Sahel undersöks (Folland, Palmer & Parker, 1986).
Den vedertagna bilden att Atlanten och Indiska oceanen är de huvudsakliga haven som påverkar kan ifrågasättas. Det är möjligt att Stilla Havet har en stor påverkan. Lu och
11
Delworth (2005) kom till slutsatsen att Stilla havet har större påverkan på nederbörden än vad Atlanten har. Hoerling et al. (2006) kunde inte visa att SST-skillnader i Indiska Oceanen har netto-påverkan på nederbörden, men understryker att ökad förståelse för hur Indiska Oceanen och Sahel samverkar är nödvändig för att modellera framtida klimat.
I framtiden kan SST i Medelhavet komma att spela en stor roll för nederbörden. Det är sannolikt att det finns en koppling mellan högre SST i Medelhavet och ökad nederbörd (Rowell, 2003). De ökade yttemperaturerna i Medelhavet till följd av ökade växthusgaser leder till att evaporationen ökar. Detta medför att större mängder fuktig luft transporteras till de östra delarna av Sahara. Denna luft ger i sin tur upphov till ökad konvergens
(nederbörd) över Sahel. Sambandet mellan SST i Medelhavet och Sahel tros vara en av förklaringarna bakom den ökning i nederbörd som har skett i Sahel under senare års tid (Park, Bader & Matei, 2016).
Som tidigare nämnts är det inte sannolikt att förändrade SST utgör de enda bidragande faktorerna till torkan. Med hjälp av observerade SST-data lyckas de flesta klimatmodeller återproducera nederbördstrender i Sahel, men inte omfattningen. Detta tyder på att fler faktorer har en inverkan, t.ex., markförändringar (Giannini, Biassutti & Verstraete, 2008).
Två olika klimatmodeller kan dock visa att nederbörden kommer att öka eller minska i framtiden (Giannini, Biassutti & Verstraete, 2008). Svårigheterna med att modellera framtida klimat kan bero på klimatmodellers bristande förmåga att modellera SST i tropikerna (Dai, 2011). Det är därför en nödvändigt att förstå vad som ger upphov till förändringar i SST i världshaven, samt hur de kommer att påverkas av klimatförändringar.
4.3.3 Aerosoler och växthusgaser
Utsläpp av aerosoler kan vara en av förklaringarna till vad som har orsakat ändringar i SST i världshaven - i synnerhet Atlanten. Förändringarna i Nordatlantiska SST sammanfaller med en period då globala utsläpp av sulfat ökade stadigt: 1946 -1975 (Rotstayn & Lohmann, 2002). Med klimatmodeller har det visats att antropogena utsläpp av aerosoler kan ge upphov till den gradient i Atlantiska SST som är en av de störst bidragande faktorerna till den stora torkan på 70 och 80-talet i Sahel (Biasutti & Giannini, 2006).
Även primära, och icke-antropogena aerosoler såsom ökendamm har varit bidragande till att förstärka torkan i Sahel. Västafrika och Sahel är stora källor till ökendamm. Ungefär hälften av allt ökendamm globalt sett härstammar från Västafrika (Nicholson, 2000). På grund av den direkta effekten som ökendamm ger upphov till har ökendamm sannolikt bidragit till förändrade SST i tropiska hav. Ökendamm har även bidragit till att troposfären över norra Afrika har kylts ned på grund av strålningsdrivning i atmosfärens övre skikt, vilket kan ha resulterat i minskad nederbörd (Yoshioka et al., 2007). En av följderna av torkan i Sahel har varit att mer ökendamm frigjorts. Därför utgör även ökendamm en
återkopplingsmekanism på nederbörden i Sahel (Yoshioka et al., 2007). Det har dock visats att ökendamm i Sahel är resultat av torka och inte tvärtom (Nicholson, Tucker & Ba, 1998).
GHG i kombination med aerosoler har bidragit till förändringade nederbördsmängder i Sahel. De har bidragit till de förändringar i Atlantiska SST som kopplats till torka i Sahel (Biasutti & Giannini, 2006). Även uppvärmingen av Indiska oceanen har varit antropogen (Knutson et al., 2006). Ökade mängder GHG tros dock inte enbart ha medfört torka i Sahel, utan även ha bidragit till att öka nederbördsmängderna. Den kombinerade effekten av GHG och aerosoler kan vara orsaken till den ökning i nederbörd som skett den senaste tiden i
12
Sahel. Denna effekt tros vara större än effekten av senare års förändringar i SST, och GHG väntas ha en ledande roll för framtida klimat (Dong & Sutton, 2015). Exakt hur framtida utsläpp av GHG kommer påverka är inte fastställt. Det är möjligt att utsläpp av GHG i framtiden kommer att påverka olika meteorologiska processer, vilka kan bidra till ökad respektive minskad nederbörd i Sahel.
En förstärkt växthuseffekt skulle kunna medföra ökad nederbörd i Sahel på ett antal olika sätt. En möjlighet är att den förstärkta växthuseffekten medför att Atlanten kommer att uppvärmas på sådant sätt att SST-gradienten mellan Nord- och Sydatlanten försvagas (Held et al., 2005). Då denna gradient är kopplad till minskad nederbörd i Sahel skulle en
försvagning av gradienten kunna motverka den torkande effekten på Sahel som gradienten ger upphov till. Dessutom är det möjligt att uppvärmingen av Medelhavet kommer bidra till ökad nederbörd (se avsnitt 4.4.2). Ytterligare ett möjligt scenario som ger ökad nederbörd i Sahel baseras på det faktum att markytan i Sahara kommer att värmas upp fortare än de omkringliggande haven. Denna skillnad i uppvärmning leder till medelluftrycket vid havsytan minskas i Sahara, vilket skulle kunna medföra ökad nederbörd i Sahel (Haarsma et al., 2005).
Å andra sidan skulle en fortsatt höjning av SST i Indiska oceanen till följd av antropogena utsläpp kunna medföra ett torrare Sahel, då varmare SST i detta hav är kopplat till torrare klimat (Biasutti & Giannini, 2006).
4.3.4 Naturliga variationer – AMO och ENSO
Vid undersökning av hur världshaven påverkar Sahel är det viktigt att ta hänsyn till de naturliga variationer som finns. Det är möjligt att gradienten i Atlantiska SST mellan halvkloten kan ha uppstått på naturlig väg och inte nödvändigtvis enbart har orsakat av exempelvis aerosoler och växthusgaser, som föreslagits av Biasutti och Giannini (2006). Det finns ett oscillationsmönster för SST i Norra Atlanten, Atlantic Multidecadal Oscillation (AMO). AMO är en oscillation som är lågfrekvent, vilket även torkan i Sahel under 1900- talets senare hälft var. Genom att utföra simuleringar 1400 år tillbaka i tiden, visar Knight, Folland och Scaife (2006) att denna oscillation är kopplad till variationer i nederbörd (torka) i Sahel. Dock tenderar de simulerade amplituderna variationer i nederbörd att bli för små jämfört med vad som observerats (Knight, Folland & Scaife, 2006). Nedkylningen av Atlanten på norra halvklotet är således troligen ett resultat av en naturlig variation som har förstärkts av antropogena utsläpp av aerosoler.
El-Nino Southern Oscillation (ENSO) är ytterligare ett exempel på naturlig variation som existerar. ENSO är uppkallat efter oregelbundet återkommande förändringar i SST (El-Niño, la-niña) och lufttryck (Southern Oscillation) i området kring centrala Stilla havet. ENSO leder till stora förändringar i klimatet på en rad olika platser i världen (MetOffice, 2016).
Det råder viss oenighet om huruvida det existerar ett samband mellan ENSO och torka i Sahel eller inte. Nicholson och Kim (1997) fann att nederbörd inte förändrades av ENSO- händelser. Janicot, Trzaska och Poccard (2001) visar, å andra sidan, att en varm ENSO- händelse ger kraftigare passadvindar över Atlanten som resulterar i att konvektion över Västafrika minskar.
13
4.4 Klimatmodellering
Två 30-årsperioder, som representerar historiskt och framtida klimat: 1971-2000 och 2071- 2100, har undersökts. Denna periodlängd rekommenderas av World Meteorological Organization (WMO) vid jämförelse av klimat (WMO, 2017). För samtliga perioder har medelvärde för årsnederbörd tagits genom att summera 12-månadersperioder (Jan-Dec), och sedan beräkna medelvärdet för de 30 12-månadersperioderna. Vid beräkning av
medelvärde för temperatur har medelvärdet av samtliga månader i 30-årsperioderna tagits.
Då endast en klimatmodell (EC-EARTH) och en regionalmodell (RCA4) har använts måste jämförelse med andra klimatmodeller göras för bedömning av resultatens osäkerhet.
Resultaten här har jämförts med medelvärden från en klimatmodellensemble från SMHI, som utgörs av 9 olika globala modeller och RCA4 (SMHI, 2017). Ensemblemedelvärde för RCP 2.6 saknas och jämförelse av RCP 2.6-resultaten här med ensemblemedelvärde har således inte gjorts.
Då domänen täcker hela Afrika existerar väldigt stor variation i nederbördsmängderna (upp till 13000 mm/år på enstaka platser) och temperaturer. Därför har väldigt stora värden för nederbörd och låga värden för temperatur utanför Sahel betraktats som ”outliers” och tilldelats andra värden. För att erhålla så detaljerade kartprojektioner som möjligt för Sahel för den historiska perioden har all nederbörd över 1000 mm/år satts till 1000 mm/år, och för medeltemperatur har 15 °C satts till lägsta gräns. Vid jämförelse mellan framtida RCP-
scenarier och den historiska perioden har all nederbörd över 4000mm/år satts till 4000 mm/år och värden för temperatur har inte ändrats. Dessa förändringar påverkar inte resultaten för Sahel och har gjorts för att noggrannare och detaljrikare figurer ska kunna erhållas.
Fig. 5 och 6 -visar simuleringarna för den historiska perioden 1971-2000. För den
simulerade nederbörden (fig.5) kan en nord-syd gradient för nederbördsmängder urskiljas; i norra Sahel är den simulerade årsmedelnederbörden som minst: 0-200 mm, och i söder är nederbörden 500-700 mm. De högsta värdena för medeltemperatur finns i Sahel (fig. 6).
Merparten av Sahel har en medeltemperatur på 24°C. I ett par delar är medeltemperaturen 26°C (t.ex. i västra och östra Sahel, samt en liten region kring Tchadsjön).
Figur 5. Medelvärde för årsnederbörd perioden 1971-2000 (i mm) . Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N-18°N).
14
Figur 6. Medeltemperatur 1971-2000 (angett i °C). Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N- 18°N).
Differensen mellan de två tidsperioderna har tagits för respektive RCP-scenario. Skillnader i årsnederbörd mellan år 2071-2100 för RCP 2.6, 4.5 och 8.5 och perioden 1971-2000
åskådliggörs i fig. 7-9. För scenario RCP 2.6 (fig. 7) minskar nederbörden för i stort sett hela Sahel. Minskningen är enhetlig (- 0-100 mm), med undantaget endast för väldigt små delar längst i väster, där ingen förändring sker. Denna enhetliga minskning ses inte för RCP 4.5 (fig.
8). I detta scenario kan ses stora delar av Sahel där nederbörd ökar och minskar. Den västra delen får i regel ökad nederbörd (+ 0-100 mm), och den östra delen minskad nederbörd (- 0- 100 mm). Små partier i västra Sahel där nederbörden minskar med 0-100 mm kan även ses.
För RCP 8.5 (fig. 9) minskar nederbörd i både västra och östra Sahel (- 0-100 mm) och i den centrala delen ökar nederbörden (+ 0-100 mm).
Figur 7. Skillnad i medelvärde årsnederbörd mellan perioderna 1971-2000 och 2071-2100 för scenario RCP 2.6 (i mm). Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N-18°N).
15
Figur 8. Skillnad i medelvärde årsnederbörd mellan perioderna 1971-2000 och 2071-2100 för scenario RCP 4.5 (i mm). Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N-18°N).
Figur 9. Skillnad i medelvärde årsnederbörd mellan perioderna 1971-2000 och 2071-2100 för scenario RCP 8.5 (i mm). Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N-18°N).
Skillnader i medeltemperatur mellan de två perioderna för de tre RCP-scenarierna
åskådliggörs i fig. 10-12. Merparten av Sahel blir 1.4°C varmare för RCP 2.6 (fig. 10). Längst i väster är ökningen mindre (1.2°C). Små partier där ökningen är 1.6°C kan ses i norr samt längst i sydöstra Sahel. För RCP 4.5 (fig. 11) blir ökningen i temperatur större. I detta scenario ökar medeltemperaturen i merparten av Sahel med 2.5°C. längst i väster är ökningen mindre (2°C). De största ökningarna sker i små partier i nordöstra Sahel, där temperaturen är 3°C högre. Slutligen ses skillnaden i medeltemperatur för RCP 8.5 i fig. 12. För detta scenario sker de största temperaturökningarna; stora delar i östra Sahel blir 5°C varmare och merparten av västra Sahel blir 4.5°C varmare. Även för detta scenario blir den temperaturökningen som minst längst i väster: 3-4 °C.
16
Figur 10. Skillnad i medeltemperatur mellan perioderna 1971-2000 och 2071-2100 för scenario RCP 2.6 (i °C). Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den
definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N-18°N).
Figur 11. Skillnad i medeltemperatur mellan perioderna 1971-2000 och 2071-2100 för scenario RCP 4.5 (i °C). Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N-18°N).
Figur 12. Skillnad i medeltemperatur mellan perioderna 1971-2000 och 2071-2100 för scenario RCP 8.5 (i °C). Koordinaterna för Sahel är utmärkta med en rektangel. För regionen används den
definition som Nicholson (2013) anger: (18°V – 35°Ö, 14°N-18°N).
17
För medeltemperatur är SMHIs ensemblemedelvärde för RCP 4.5 en ökning på 3 °C, och för RCP 8.5 en ökning på 4-5° C i Sahel. Medelvärdet av ensemblen ger minskad nederbörd i västra Sahel, och ökade nederbördsmängder i övriga delar, störst ökning sker i nordöstra Sahel, detta gäller för både RCP 4.5 och 8.5. (SMHI, 2017)
5. Diskussion
För de historiska simuleringarna presterar modellen bra. Modellen lyckas återskapa
isohyeterna mellan de norra och södra delarna av Sahel (fig 5). Värdena på dessa är rimliga och stämmer överens med de som Nicholson (2013) anger. I norra Sahel är den simulerade årsmedelnederbörden 100-200mm och i de södra delarna ungefär 500mm. Den beräknade medeltemperaturen (fig. 6) (24-26°C) stämmer överens med värden som SAGE (2017) anger.
Att de historiska resultaten är bra kan dock inte ses som en garanti för att simuleringar av framtida klimat är korrekta.
Av resultaten att döma kan klimatet i Sahel perioden 2071-2100 komma att skilja sig mycket gentemot perioden 1971-2000. Skillnaderna är tydliga för både temperatur och nederbörd. För samtliga RCP-scenarier kommer medeltemperaturen att öka i Sahel (fig. 10- 12). Vid jämförelse av RCP 2.6 (fig. 10) med RCP 4.5 och 8.5 (fig. 11, 12) kan en tydlig trend ses där större pådrivning av strålningsbalansen medför betydligt högre temperaturer. Som minst är temperaturskillnaden mellan den historiska perioden och RCP-scenarierna ungefär 1.2–1.4°C (i RCP 2.6) och som störst ungefär 3-5° C (i RCP 8.5). Temperaturökningen i Sahel är inte enhetlig över regionens delar för de olika RCP-scenarierna. Gemensamt för de tre scenarierna är dock att den västra delen av Sahel värms upp mindre än de centrala och östliga delarna.
Den ökande trenden för temperatur för högre RCP är väntad, då en ökad
strålningsdrivning vid markytan rimligen medför ökad medeltemperatur. Vid jämförelse med SMHIs ensemblemedelvärde överensstämmer resultaten för temperatur scenario RCP 4.5 och 8.5, väl. Ensemblevärdet är sannolikt; Av de 9 modeller som utgör ensemblen beräknar samtliga en ökning i temperatur för RCP 4.5 och 8.5. Ensemblemedelvärde för RCP 2.6 saknas, och jämförelse för detta scenario är således inte möjlig. Dock är det rimligt att även RCP 2.6 kommer medföra en ökning av medeltemperatur i Sahel, och simuleringen här anses därför trovärdig. Enligt IPCCs klimatmodellensemble, CMIP5, är det väldigt sannolikt att hela Afrika kommer att vara varmare vid slutet av 2000-talet. De erhållna resultaten här är snarlika CMIP5s medelvärde (IPCC, 2014), vilket ger resultaten ytterligare trovärdighet.
Nederbörd skiljer sig mycket för de olika RCP-scenarierna (fig. 7-9). RCP 2.6 (fig. 7) ger enhetligt lägre värden i hela Sahel. För RCP 4.5-scenariot (fig. 8) får stora delar av västra Sahel mer nederbörd medan de östra delarna får mindre nederbörd. För scenario RCP 8.5 (fig 9) blir västra och östra Sahel torrare och de centrala delarna blir nederbördsrikare.
Intressant att notera är den ökade nederbörden i delar av Sahel för RCP 4.5 (fig 8.) och 8.5 (fig. 9). I dessa scenarier kan nord-syd-gradienten i Atlanten ha försvagats, och ITCZ därför förflyttats norrut. Även konvektionen över nordafrika kan ha ökat till följd av kontrast i uppvärmning av Sahara och haven. Park, Bader och Matei (2016) föreslår att medelhavets roll för nederbörden i Sahel kan bli mer dominant i framtiden. Den ökade nederbörden skulle således även kunna vara ett resultat av uppvärmning av medelhavet.
Simuleringarna för nederbörd kan dock inte med säkerhet anses representera sannolika scenarier. Medelvärdet för SMHIs modellensemble ger minskad nederbörd i västra Sahel,
18
och ökade nederbördsmängder i övriga delar, för RCP 4.5 och 8.5. Detta är en stor skillnad mot resultaten här, i synnerhet för RCP 4.5 (fig. 8), där stora delar av östra Sahel är torrare.
SMHIs medelvärde är ingen garanti, men det faktum att simuleringarna här skiljer sig från ensemblens medelvärde ger skäl att ifrågasätta simuleringarna. Den modell som har använts här kan ha svårigheter att beräkna nederbörd i Sahel. Roehrig et al. (2013) anser att
modellerna som ingår i CMIP 5, av vilka en utgörs av EC-EARTH, inte är förtroendeingivande då de har svårt att simulera WAM och därför korrekt beräkna nederbörd i Västafrika.
Modellerna i CMIP5 visar både olika tecken och amplitud för framtida
nederbördsförändringar i Västafrika, och IPCC bedömer därför säkerhetsnivån på resultat till låg-medel (IPCC, 2014).
Varken EC-EARTH eller RCA4 inkluderar en dynamisk vegetationskomponent (Nikulin, pers. komm.). Detta innebär att dessa modeller inte kan simulera den
återkopplingsmekanism som beskrivits av Charney (1975). Därför har inte markförändringar orsakade av ökenspridning påverkat utvecklingsbanorna i simuleringarna här för framtida klimat. Vid undersökning av hur ökenspridning kommer att påverka Sahels framtida klimat måste därför klimatmodeller kopplas med dynamiska vegetationsmodeller. Studier där klimatmodeller har kopplats med vegetationsmodeller har utförts (eg. Yu, Wang & Pal, 2015;
Wu et al., 2016). Yu, Wang och Pal (2015) fann för RCP 8.5, att växtligheten i Södra Sahel ökar och nederbördsmängderna ökade i öst, men minskade i väst. De använde dock endast två modeller, vilket utgör en osäkerhetskälla. Det är dock möjligt att ökenspridning kommer att påverka det framtida klimatet. Taylor et al. (2002) anser att det är sannolikt att
markanvändning kan komma att få en snabbt ökande inverkan på framtida klimat i Sahel.
Det är sannolikt att växthusgaser har haft större påverkan än aerosoler på de framtida klimatsimuleringarna. I framtiden tros utsläpp av aerosoler att minska. Därför tros
växthusgaser ha en större inverkan på det framtida klimatet i Sahel (Dong & Sutton, 2015).
SST har sannolikt haft stor inverkan på klimatsimuleringarna, då en stark koppling mellan SST och nederbörd i Sahel har fastställts.
De ökade temperaturerna (fig. 10, 11 & 12) kommer säkerligen få stor inverkan på det framtida klimatet. Huruvida ökade nederbördsmängder i vissa delar kan ”kompensera” för detta är ur ökenspridningssynpunkt är svårt att avgöra. Det är möjligt att kombinationen av kraftigt ökade temperaturer och minskad nederbörd, eller små ökningar skulle kunna ha stor påverkan på den hydrologiska cykeln och växtligheten i regionen. Ett sådant scenario är RCP 4.5 (fig. 12) där temperaturen ökar stort och stora delar får mindre nederbörd. En följd av detta skulle kunna vara att stora markförändringar sker som gynnar den positiva
återkopplingsmekanismen som beskrivits, vilket kan bidra till torka ännu längre fram i tiden och få allvarliga följder.
Modellering av klimatet i Sahel är extremt komplext då det är en region vars klimat influeras av ett mycket stort antal faktorer, som alla kan påverka varandra. Dessa faktorer kan även vara antropogena eller naturliga, samt interna eller externa. Det är mycket viktigt att dessa faktorer är representerade i klimatmodellerna på ett bra sätt, för att simuleringar ska bli så korrekta som möjligt. För att erhålla bättre resultat för framtida klimat i
Sahelregionen behöver därför klimatmodellerna utvecklas.
19
6. Slutsatser
Följande slutsatser kan dras:
• Torkan på 1970- och 1980-talet i Sahel orsakades inte av överbetning (ökenspridning), den är en konsekvens av globala SST-förändringar
• Ökenspridning och antropogena utsläpp av växthusgaser och aerosoler har sannolikt bidragit till att förstärka och förlänga torkan på 1970- och 1980-talet
• Det kommer bli varmare i Sahel för de tre RCP-scenarierna 2.6, 4.5 och 8.5. Större strålningsdrivning resulterar i högre temperatur
• Sahel blir torrare för RCP 2.6, men delar av Sahel blir torrare och blötare för RCP 4.5 och 8.5
• Osäkerheten för resultaten för nederbörd är stor
• Växthusgaser och globala SST-förändringar har sannolikt större påverkan på framtida klimat i Sahel än ökenspridning och aerosoler.
20
Referenser
Afiesimama, E.A., Pal, J.S., Abiodun, B.J., Gutowski, W.J. & Adedoyin, A.(2006). Simulation of West African monsoon using the RegCM3. Part I: Model validation and interannual variability.
Theoretical Applied Climatology, 86, s. 23–37. DOI:10.1007/s00704-005-0202-8
Biasutti, M. & Giannini, A. (2006). Robust Sahel drying in response to late 20th century forcings.
Geophysical Research Letters, 33, L11706. DOI:10.1029/2006GL026067
Biasutti, M., Held, I.M., Sobel, A.H. & Giannini, A. (2008). SST forcings and Sahel rainfall variability in simulations of the twentieth and twenty-first centuries. Journal of Climate, 21, s. 3471–
3486. DOI:10.1175/2007JCLI1896.1
Ackerley, D., Booth, B.B.B., Knight, S.H.E., Highwood, E.J., Frame, D.J., Allen, M.R. & Rowell, D.P., 2011. Sensitivity of Twentieth-Century Sahel Rainfall to Sulfate Aerosol and CO2 Forcing.
Journal of Climate, 24, s. 4999–5014. DOI:10.1175/JCLI-D-11-00019.1
Charney, J. (1975). Dynamics of Deserts and Drought in Sahel. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. 101, s. 193–202. DOI:10.1002/qj.49710142802
Courel, M.F., Kandel, R.S. & Rasool, S.I. (1984). Surface albedo and the Sahel drought. Nature, 307, 528–531. doi:10.1038/307528a0
Dai, A. (2011). Drought under global warming: a review. WIRE’s Climate Change, 2, 45–65.
DOI:10.1002/wcc.81
Dong, B. & Sutton, R. (2015). Dominant role of greenhouse-gas forcing in the recovery of Sahel rainfall. Nature Climate Change. 5, s. 757-U173. DOI:10.1038/NCLIMATE2664
Folland, C., Palmer, T. & Parker, D. (1986). Sahel Rainfall and Worldwide Sea Temperatures, 1901- 85. Nature, 320, s. 602–607. DOI:10.1038/320602a0
Giannini, A., Biasutti, M. & Verstraete, M.M. (2008). A climate model-based review of drought in the Sahel: Desertification, the re-greening and climate change. Global and Planetary Change, 64, s. 119–128. DOI:10.1016/j.gloplacha.2008.05.004
Giannini, A., Saravanan, R. & Chang, P. (2003). Oceanic forcing of Sahel rainfall on interannual to interdecadal time scales. Science, 302, s. 1027–1030. DOI:10.1126/science.1089357
Haarsma, R.J., Selten, F.M., Weber, S.L. & Kliphuis, M. (2005). Sahel rainfall variability and response to greenhouse warming. Geophysical Research Letters, 32, L17702.
DOI:10.1029/2005GL023232
Hagos, S.M. & Cook, K.H. (2008). Ocean warming and late-twientieth-century Sahel drought and recovery. Journal of Climate, 21, s. 3797–3814. DOI:10.1175/2008JCLI2055.1
Held, I.M., Delworth, T.L., Lu, J., Findell, K.L. & Knutson, T.R. (2005). Simulation of Sahel drought in the 20th and 21st centuries. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 102, s. 17891–17896. DOI:10.1073/pnas.0509057102
Hoerling, M., Hurrell, J., Eischeid, J. & Phillips, A. (2006). Detection and attribution of twentieth- century northern and southern African rainfall change. Journal of Climate, 19, s. 3989–4008.
DOI:10.1175/JCLI3842.1
IPCC (2007) IPCC Fourth Assessment Report: Climate Change 2007. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.
IPCC (2014) Climate Change 2014: Synthesis Report. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.
IPCC (2014) Climate Change 2014: Impacts, Adaptation and Vulnerability. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.
Janicot, S., Trzaska, S. & Poccard, I. (2001). Summer Sahel-ENSO teleconnection and decadal time scale SST variations. Climate Dynamics, 18, s. 303–320. DOI:10.1007/s003820100172
21
Kiehl, J.T. & Trenberth, K.E. (1997). Earth’s Annual Global Mean Energy Budget. Bulletin of the American Meteorological Society, 78, s. 197–208. DOI:10.1175/1520-
0477(1997)078<0197:EAGMEB>2.0.CO;2
Knight, J.R., Folland, C.K. & Scaife, A.A. (2006). Climate impacts of the Atlantic Multidecadal Oscillation. Geophysical Research Letters, 33, L17706. DOI:10.1029/2006GL026242
Knutson, T.R., Delworth, T.L., Dixon, K.W., Held, I.M., Lu, J., Ramaswamy, V., Schwarzkopf, M.D., Stenchikov, G. & Stouffer, R.J.(2006). Assessment of Twentieth-Century Regional Surface Temperature Trends Using the GFDL CM2 Coupled Models. Journal of Climate, 19, s. 1624–
1651. DOI:10.1175/JCLI3709.1
Lu, J. & Delworth, T.L. (2005). Oceanic forcing of the late 20th century Sahel drought. Geophysical Research Letters, 32, L22706. DOI:10.1029/2005GL023316
Martin, E.R. & Thorncroft, C. (2015). Representation of African Easterly Waves in CMIP5 Models.
Journal of Climate, 28, s. 7702–7715. DOI:10.1175/JCLI-D-15-0145.1
McIlveen, R. (2010). Fundamentals of weather and climate. 2 uppl. Oxford: Oxford University Press
Nicholson, S.E (2000). Land surface processes and Sahel climate. Reviews of Geophysics, 38, s.
117–139.
Nicholson, S.E (2001). Climatic and environmental change in Africa during the last two centuries.
Climate Research, 17, s.123–144. DOI:10.3354/cr017123
Nicholson, S.E. & Kim, J. (1997). The Relationship of the El Niño–Southern Oscillation to African Rainfall. International Journal of Climatology, 17, s. 117–135. DOI:10.1002/(SICI)1097- 0088(199702)17:2<117::AID-JOC84>3.0.CO;2-O
Nicholson, S.E. (2013). The West African Sahel: A Review of Recent Studies on the Rainfall Regime and Its Interannual Variability. International Scholarly Research Notices 2013, e453521.
DOI:10.1155/2013/453521
Nicholson, S.E., Barcilon, A.I., Challa, M. & Baum, J. (2007). Wave activity on the tropical easterly jet. Journal of Atmospheric Science, 64, s. 2756–2763. DOI:10.1175/JAS3946.1
Nicholson, S.E., Tucker, C.J., & Ba, M.B. (1998). Desertification, drought, and surface vegetation:
An example from the West African Sahel. Bulletin of the American Meteorological Society, 79, s. 815–829.
Park, J., Bader, J. & Matei, D. (2016). Anthropogenic Mediterranean warming essential driver for present and future Sahel rainfall. Nature Climate Change, 6, 941–+.
DOI:10.1038/NCLIMATE3065
Roehrig, R., Bouniol, D., Guichard, F., Hourdin, F. & Redelsperger, J.-L. (2013). The Present and Future of the West African Monsoon: A Process-Oriented Assessment of CMIP5 Simulations along the AMMA Transect. Journal of Climate, 26, 6471–6505. DOI:10.1175/JCLI-D-12- 00505.1
Rotstayn, L.D. & Lohmann, U. (2002). Tropical rainfall trends and the indirect aerosol effect.
Journal of Climate, 15, s. 2103–2116. DOI:10.1175/1520- 0442(2002)015<2103:TRTATI>2.0.CO;2
Rowell, D.P. (2003). The impact of Mediterranean SSTs on the Sahelian rainfall season. Journal of Climate, 16, s. 849–862. DOI:10.1175/1520-0442(2003)016<0849:TIOMSO>2.0.CO;2
Shanahan, T.M., Overpeck, J.T., Anchukaitis, K.J., Beck, J.W., Cole, J.E., Dettman, D.L., Peck, J.A., Scholz, C.A. & King, J.W. (2009). Atlantic Forcing of Persistent Drought in West Africa.
Science, 324, s. 377–380. DOI:10.1126/science.1166352
22
Taylor, C.M., Lambin, E.F., Stephenne, N., Harding, R.J. & Essery, R.L.H. (2002). The influence of land use change on climate in the Sahel. Journal of Climate, 15, s. 3615–3629.
DOI:10.1175/1520-0442(2002)015<3615:TIOLUC>2.0.CO;2
Waliser, D.E., Gautier, C., 1993. A Satellite-derived Climatology of the ITCZ. Journal of Climate, 6, s. 2162–2174. DOI:10.1175/1520-0442(1993)006<2162:ASDCOT>2.0.CO;2
Wu, M., Schurgers, G., Rummukainen, M., Smith, B., Samuelsson, P., Jansson, C., Siltberg, J. &
May, W. (2016). Vegetation-climate feedbacks modulate rainfall patterns in Africa under future climate change. Earth System Dynamics. 7, s. 627–647. DOI:10.5194/esd-7-627-2016 Xue, Y. & Shukla, J. (1993). The Influence of Land Surface Properties on Sahel Climate. Part 1:
Desertification. Journal of Climate, 6, s. 2232–2245.
Xue, Y. & Shukla, J. (1998). Model simulation of the influence of global SST anomalies on Sahel rainfall. Monthly Weather Review, 126, s. 2782–2792.
Yoshioka, M., Mahowald, N.M., Conley, A.J., Collins, W.D., Fillmore, D.W., Zender, C.S. &
Coleman, D.B. (2007). Impact of desert dust radiative forcing on Sahel precipitation: Relative importance of dust compared to sea surface temperature variations, vegetation changes, and greenhouse gas warming. Journal of Climate, 20, s. 1445–1467. DOI:10.1175/JCLI4056.1 Yu, M., Wang, G. & Pal, J.S. (2016). Effects of vegetation feedback on future climate change over
West Africa. Climate Dynamics, 46, s. 3669–3688. DOI:10.1007/s00382-015-2795-7
Zeng, N. (2003). Drought in the Sahel. Science, 302, s. 999–1000. DOI:10.1126/science.1090849 Internetkällor
AMS (2012) Desert http://glossary.ametsoc.org/wiki/Desert [2017-04-15]
AMS (2012) Desertification. http://glossary.ametsoc.org/wiki/Desertification [2017-04-10]
By Munion [GFDL (http://www.gnu.org/copyleft/fdl.html) or CC BY-SA 3.0 (http://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0)], via Wikimedia Commons
https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/6/69/Map_of_the_Sahel.png [2017-05- 23]
Essoungou, A-M. (2013) The Sahel: One region, many crises.
http://www.un.org/africarenewal/magazine/december-2013/sahel-one-region-many-crises [2017-02-14]
https://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/contents.html [2017-05-22]
Met Office (2016) What is El Niño. http://www.metoffice.gov.uk/learning/learn-about-the- weather/what-is-el-nino-la-nina [2017-5-16]
NASA (2000) The Intertropical Convergence Zone : Image of the Day.
https://earthobservatory.nasa.gov/IOTD/view.php?id=703 [2017-05-16]
Voiland, A., (2010). Aerosols: Tiny Particles, Big Impact : Feature Articles.
https://earthobservatory.nasa.gov/Features/Aerosols/ [2017-5-16]
Lindsey, R., (2009). Climate and Earth’s Energy Budget : Feature Articles.
https://earthobservatory.nasa.gov/Features/EnergyBalance/page6.php [2017-5-16]
NOAA (2017) NWS JetStream - Introduction to Tropical Weather.
http://www.srh.noaa.gov/jetstream/tropics/tropics_intro.html [2017-5-16]
SAGE (2017) Average annual temperature Africa. https://nelson.wisc.edu/sage/data-and- models/atlas/maps.php?datasetid=35&includerelatedlinks=1&dataset=35 [2017-05-16]
Setzer, M., (2016). Climate Modeling. https://www.gfdl.noaa.gov/climate-modeling/ [2017-05-16]
23
SMHI (2015) Rossby Centre regional atmospheric model, RCA4.
https://www.smhi.se/en/research/research-departments/climate-research-rossby-centre2- 552/rossby-centre-regional-atmospheric-model-rca4-1.16562 [2017-05-16]
SMHI (2015) Växthuseffekten. https://www.smhi.se/kunskapsbanken/vaxthuseffekten-1.3844 [2017-05-21]
SMHI (2017) Klimatscenarier. https://www.smhi.se/klimat/framtidens-
klimat/klimatscenarier?area=africa&var=t&sc=rcp85&seas=ar&dnr=0&sp=sv&sx=0&sy=500 [2017-05-16]
SMHI (2017) Ny generation scenarier för klimatpåverkan – RCP.
https://www.smhi.se/kunskapsbanken/klimat/rcp-er-den-nya-generationen-klimatscenarier- 1.32914 [2017-05-16]
The Comet Program, (2017) Jet Streams.
https://www.meted.ucar.edu/tropical/synoptic/jetstreams/navmenu.php?tab=1&page=1-0- 0&type=flash [2017-06-04]
WMO (2017) What is Climate? http://www.wmo.int/pages/prog/wcp/ccl/faqs.php. [2017-05-16]
Personlig kommunikation
Nikulin, G. Doktorand på Rossby Center, SMHI, Norrköping (2017). E-postkonversation 9 maj.
