Drivhuseffekt

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
(Omdirigert fra Drivhuseffekten)
Hopp til navigering Hopp til søk
Enkelt diagram som viser mekanismene for drivhuseffekten. Solstråling varmer opp jordoverflaten, noe som fører til at jordoverflaten sender ut varmestråling som atmosfæren delvis absorberer. Atmosfæren sender noe av denne strålingen tilbake til jorden. Selve drivhuseffekten er strålingen tilbake til jorden (atmosfærisk tilbakestråling) markert med den oransje pilen nedover. Illustrasjon: Finn Bjørklid

Drivhuseffekt er oppvarming av atmosfæren og jordoverflaten som følge av at noen av atmosfærens gasser absorberer en del av den infrarøde varmestrålingen fra jordoverflaten. Drivhuseffekt er en naturlig prosess som kan oppstå på alle planeter som har atmosfære. Temperaturenplanetens overflate og i atmosfæren blir dermed høyere enn uten drivhuseffekt. En forutsetning for drivhuseffekt er at atmosfæren inneholder såkalte klimagasser (drivhusgasser).

Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet på jorden slik vi kjenner det. Uten drivhuseffekten ville temperaturen på jorden i gjennomsnitt vært −18 °C, mens middeltemperaturen i virkeligheten er +15 °C. De viktigste klimagassene i atmosfæren er vanndamp (H2O), karbondioksid (CO2), metan (CH4), lystgass (N2) og ozon (O3). Den viktigste er vanndamp som står for rundt 50 % av drivhuseffekten. Betegnelsen drivhuseffekt er et bilde på at atmosfæren, i likhet med et drivhus, holder varmeenergien fra solstrålene innfanget.

På grunn av økning av klimagasser, spesielt CO2 på grunn av energiproduksjon basert på fossile energikilder, har den naturlige drivhuseffekten blitt forsterket i moderne tid. Dette er årsaken til global oppvarming, som var på 0,85 °C i perioden 1880–2012. Selv om CO2 ikke er en spesielt kraftig klimagass, er den et klimapådriv som sammen med tilbakekoblingsmekanismer og dynamikken i klimasystemet, kan øke oppvarming betydelig mer enn gassens bidrag alene skulle tilsi. Den viktigste positive tilbakekoblingen er at høyere temperatur fører til økt innhold av vanndamp i atmosfæren. Dette har igjen som følge videre oppvarming på grunn av kraftigere atmosfærisk tilbakestråling mot jordoverflaten.

Historie[rediger | rediger kilde]

Svante Arrhenius beskrev hvordan økt innhold av CO2 i atmosfæren ville påvirke jordens temperatur i Über den Einfluss des atmosfärischen Kohlensäuregehalts auf die Temperatur der Erdoberfläche. Dette var i 1896.

Helt siden oldtiden har det vært diskusjoner rundt mulighetene for at menneskelige aktiviteter kan påvirke klimaet lokalt. Blant annet har både de gamle grekerne, og senere amerikanerne på 1800-tallet, lurt på om nedhugging av skog kunne gi mer nedbør, eller kanskje mindre. På 1800-tallet ble det gjort oppdagelser av fortidige istider, og en mente at dette var endringer langt større enn hva en kunne forestille seg at mennesker kunne være i stand til å påvirke. En startet også å diskutere hva som lå bak klimaendringene som ga istider og varme perioder. Det kom opp ideer om at det kunne være variasjon i solens utstråling, røyk fra vulkaner, utvikling av fjellkjeder som påvirket luftstrømningene eller endring av luftsammensetningen.[1]

De første teoriene om drivhuseffekten[rediger | rediger kilde]

Den franske vitenskapsmannen Joseph Fourier (1768–1830) kom i 1824 til den innsikten at det er jordens atmosfære som gjør at jordens klima er gunstig for liv. Han mente at temperaturen ville være mye lavere om det ikke fantes en atmosfære. For å forklare dette brukte han en analogi med en boks med glass over. Luften i denne ville bli oppvarmet om solen lyser gjennom glasset. Senere i 1859 gjorde den britiske vitenskapsmannen John Tyndall (1820–1893) flere eksperimenter for å kartlegge strålingsegenskapene til gassene i atmosfæren. Han fant ut at synlig sollys så og si går rett gjennom atmosfæren. Sollyset fører til oppvarming av jordoverflaten som igjen leder til utstråling av usynlig langbølget stråling. De fleste av gassene i luften slipper også denne strålingen rett gjennom, men fant han ut, selv små konsentrasjoner av karbondioksid (CO2) påvirker hvor mye langbølget stråling som slipper gjennom. Han fant ut at denne strålingen fører til oppvarming av luften.[2][1]

I 1896 tallfestet den svenske fysikkeren Svante Arrhenius (1859–1927) drivhuseffektens betydning for oppvarming av jordoverflaten og atmosfæren. Han oppdaget med sine beregninger at en viktig positiv tilbakekobling oppstår på grunn av økende konsentrasjon av vanndamp i atmosfæren. Dette som en respons på høyere temperatur. Slik forklarte han endringen mellom istider og varme perioder beroende på endringer i atmosfærens innhold av CO2. Den amerikanske geologen Thomas Chamberlin (1843–1928) drev på samme tid med studier rundt dette, blant annet hadde han en teori om at jordens karbonlagre, i hav og i mineraler, ble opptatt og frigjort i sykluser som kunne forklare istidene. Arrhenius brukte også det han hadde funnet til å vurdere fremtidig klimaendring som følge av menneskeskapte utslipp. Arrhenius anslo at dobling av atmosfærens CO2-innhold ville gi en temperaturøkning på 5–6°C.[3][4]

I 1930-årene var det målinger som viste at Nord-Amerika og nordlige deler av Atlanterhavet hadde fått høyere temperaturer siden siste halvdel av 1800-tallet. Det ble antatt at dette bare var et resultat av en naturlig syklus, og at virkningen var regional. En som var spesielt opptatt av dette var den britiske ingeniøren og amatørvitenskapsmannen Guy Stewart Callendar (1897–1964). Han fikk publisert sitt arbeid om dette, hvor han hevdet at en oppvarming av jorden kunne forventes på grunn av forbrenning av fosile energikilder. Dette anså både Callendar og andre forskere på denne tiden som en fordel.[1][5]

Forskningen som Callendar utførte fikk andre forskere i 1950-årene til å ta saken mer alvorlig. Med bedre teknikker og mer omfattende regnemetoder kunne vitenskapen gå dypere inn i dette enn tidligere. På denne tiden var også militære i USA begynt å få interesse for temaet, både for å få kunnskap som kunne være nyttig i fremtidig krigføring, men også av prestisjehensyn. Dermed fikk denne forskningen stor statlige finansiering. Studiene som ble gjennomført viste at mer CO2 i atmosfæren på grunn av menneskeskapte utslipp ville kunne gi oppvarming.[1]

Omfattende klimaforskning begynner[rediger | rediger kilde]

Utover i 1960- og 1970-årene fikk interessen for miljøspørsmål og forurensning stadig større interesse blant folk flest og innenfor vitenskapen.

I 1960-årene fikk en også indikasjon på at innholdet av CO2 i atmosfæren virkelig økte. Den unge amerikanske geokjemikeren Charles David Keeling (1928–2005) hadde på denne tiden startet målinger av CO2Mauna Loa-observatorietHawaii. Målingene viste at nivået økte jevnt hvert eneste år. Andre vitenskapsfolk fant metoder for å finne ut av temperaturendringer på jorden i tidligere tider. De som var opptatt av matematisk modellering og reguleringsteknikk så på tilbakekoblingsmekanismer og klimasystemets dynamikk. De fant ut at det eksisterte mekanismer som kunne forsterke selv små endringer, slik at resultatet ble store endringer i klimasystemet totalt.[1]

Utover i 1970-årene var det også vitenskapsfolk som begynte å se på mulige virkninger av klimaendringer. På denne tiden ble folk flest også stadig mer interessert i naturvern, nå begynte folk å forstå at klimaendringer neppe ville gi fordeler. Selv noen få graders oppvarming, mente forskerne, kunne være skadelig for landbruk og muligens også føre til havnivåstigning.[1]

Enda et fenomen som ble undersøkt av noen få vitenskapsfolk i 1970-årene var luftforurensning i form av støv og smog. Slik forurensning kunne blokkere for sollys og gi nedkjøling av jorden (global dimming). Dette kunne være forklaringen på trenden med synkende temperaturer siden 1940-årene. Disse motstridende teoriene ble forvirrende for massemedia. Skulle de tro på forskere som mente at verden ville bli varmere og havnivået stige, eller skulle de tro på at verden kanskje ville gå mot en ny istid, kjent som global nedkjøling? Det forskeren kunne enes om var at vitenskapen hadde liten forståelse for klimasystemet, men at noen konsekvenser kunne forventes av den omfattende forurensningen av atmosfæren. Forskerne anbefalte større bevilgninger for å få økt kunnskap om sammenhenger mellom luftforurensning og klima.[1]

På grunn av økende uro om en kommende klimaendring, nedsatte det amerikanske National Academy of Sciences en vitenskapskomité i 1979, for å finne ut hva som kunne forventes. Komiteen kom frem til at en dobling av atmosfærens CO2-nivå i forhold til innholdet før industrialiseringen, sannsynligvis ville gi en oppvarming på rundt 3 ºC. Estimatet ble oppgitt med et usikkerhetsintervall på ±1,5 ºC. Komiteens arbeid ble kjent som Charney-rapporten.[6][1]

Global oppvarming blir et politisk tema[rediger | rediger kilde]

I slutten av 1970-årene var det klart at globale gjennomsnittstemperaturer på ny vist en tydelig økende tendens. Noen klimaforskere estimerte at rundt år 2000 ville global oppvarming bli merkbar, i form av uvanlig høye temperaturer.[1] Den amerikanske klimaforskeren og ekspert på datasimuleringer James Hansen (1941–) skapte stor interesse for klimaforskning i 1988, da han presenterte sine resultater for Kongressen. Han advarte mot at menneskeskapte klimaendringer var under veis, og utgjorde en trussel for fremtidige generasjoner.[7]

Spesielt fikk det stor interesse da franske og russiske forskere kom med sine resultater basert på proxy-data fra Antarktisk. Her hadde de tatt ut iskjerneprøver som kunne fortelle noe om klimaet og CO2-nivået flere 100 000 år tilbake i tid. Dataene viste at CO2-nivået og temperaturen var sammenkoblet via tilbakekoblinger: En endring som førte til økning av den ene størrelsen ledet til endring av den andre. Dette ga styrke til datasimuleringen som viste at en dobling av CO2 ville gi en temperaturøking på rundt 3 ºC.[1]

Naturlig drivhuseffekt[rediger | rediger kilde]

Drivhuseffekten er en naturlig prosess i enhver atmosfære som inneholder klimagasser. I solsystemet er drivhuseffekten sterkest på planeten Venus. Bakketemperaturen på 474 °C skyldes at atmosfæren til Venus nesten bare består av CO2. Uten drivhusgasser ville overflatetemperaturen vært 54 °C. Planeten Mars har også drivhuseffekt, men i svært liten grad. Et tynt lag med CO2 gir kun en økning fra −63 °C til −53 °C. Saturns måne Titan har også drivhuseffekt.[8] Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet på jorden slik vi kjenner det.[9]

Komponentene i klimasystemet[rediger | rediger kilde]

Sollys og stråling[rediger | rediger kilde]

Solens overflate fotografert i et øyeblikk med stor solaktivitet. Det er spesielt når solen har sine aktive perioder at energiutsendelsen er på sitt mest intense.

Solen sender ut energi i form av elektromagnetisk stråling som spres ut i verdensrommet. Forskjellige parametre brukes for å beskrive denne strålingen, der noen sentrale størrelser er irradians og bølgelengde. Irradians forteller om strålingens effekt per flateenhet og måles i W/m2. Bølgelengde har gjøre med strålingens bølgeegenskaper og måles i μm. Strålingen fra solen er av forskjellige typer med forskjellige bølgelengder. Således forteller bølgelengden noe om den spesifikke strålingens energiintensitet, der kort bølgelengde betyr sterk energiutstråling. Den sterkeste strålingen fra solen har bølgelengde rundt 0,5 μm.[10]

En egenskap med alle legemer er at de stråler ut elektromagnetisk stråling; en sier at de emitterer energi eller stråling. Temperaturen til legemet er det som først og fremst bestemmer bølgelengden til strålingen, slik at høy temperatur betyr mer energiutsendelse og kortere bølgelengder. Et objekt som har en temperatur på 500 °C eller høyere, sender ut stråling med mange bølgelengder, hvorav noe vil være synlig lys, da i form av rødt lys. Legemer med lavere temperatur sender ut stråling som ikke kan sees av det menneskelige øyet, men kan føles som varmestråling.[10]

Stråling fra et legeme (objekt) beskrives av Stefan-Boltzmanns lov:[11]

der σ er Stefan-Boltzmanns konstant og T er legemets temperatur målt i Kelvin (K). E er maksimal strålingsenergi per sekund per m2 av legemets overflate, og måles i W/m2. Stefan-Boltzmanns lov gjelder for såkalte sorte legemer.[11] Et ideelt sort legeme absorberer all innkommende stråling, innenfor alle bølgelengder, men trenger ikke å se svart ut for det menneskelige øyet.[12]

Wiens forskyvningslov sier at den spektrale energitettheten til sort stråling ikke varierer med bølgelengden og temperaturen uavhengig av hverandre, men på en sammenkoblet måte. Ut fra denne sammenhengen finner en at solen, med en overflatetemperatur på 6000 K, vil ha maksimal emisjon for stråling med bølgelengde 0,5 μm. Benyttes Wiens forskyvningslov på jordoverflaten, med en temperatur på rundt 300 K, fås en bølgelengde på 10 μm. Dette gjør at en kaller strålingen fra solen for kortbølget stråling, mens jordoverflatens stråling kalles langbølget stråling, eller også infrarød- eller varmestråling.[11]

Et objekt (gjenstand eller gass) som absorberer mye stråling, vil også emittere mye stråling. En helt sort overflate er derfor både effektiv til å absorbere stråling og emittere den. Derimot vil en reflekterende overflate absorbere og emittere lite stråling.[13] Det meste av jordens overflate, også snø og is, ville sett «svart» ut, om det menneskelige øye kunne oppfattet langbølget stråling. Dette betyr at jordens overflate absorberer nesten all langbølget stråling og reflekterer nesten ikke noe tilbake.[14]

Det er også slike at et objekt kan absorbere og emittere bare stråling med visse bølgelenger. Et objekt som absorberer avgrensede intervaller av bølgelengder vil også emittere stråling med samme bølgelengder. Denne sammenhengen er kjent som Kirchhoffs strålingslov.[12]

Solens spektrum der tilhørende bølgelenge er vist, med måleenhet nanometer (nm=1∙10-9 m). De svarte strekene er de såkalte Fraunhoferlinjer.

Solstråling har bølgelengder for en stor del mellom 0,4 og 0,7 μm. De ulike bølgelengdene innenfor det synlige båndet (intervallet) oppfattes som farger av det menneskelige øyet. Av solens totale emitterte stråling er rundt 44 % innenfor båndet av bølgelengder som kan sees, rundt 37 % er infrarød (varme) stråling, resten er ultrafiolett stråling. Hverken infrarød eller ultrafiolett stråling ikke kan oppfattes av det menneskelige øyet.[15]

På toppen av atmosfæren er effekten av det innkommende sollyset tilnærmet konstant på 1368 W/m2. Dette tallet er kjent som solarkonstanten, og bare visse mindre variasjoner gjelder for dette tallet.[16][17] Den solare irradiansen, derimot, som er den gjennomsnittlige globale innstrålingen til jorden er på cirka 340 W/m2. Dette tallet er så mye mindre enn solarkonstanten (1/4) på grunn av at jorden er kuleformet, i tillegg er det natt på halvparten av jordkloden.[18]

Jordens avstand fra solen skaper årstidsvariasjoner for solenergien som mottas. Denne variasjonen har å gjøre med at jordbanen rundt solen ikke er sirkelformet, men ellipseformet. I tillegg ligger ikke solen i senter av denne banen. Andre forhold er hellende jordakse, som gir fire avgrensede årstider for de nordlige og sørlige regioner på jorden. Dette har blant annet sammenheng med lengden på dagene, som avgjør hvor mye sollyset varmer jordoverflaten. Nær ekvator er lengden på dagen nært 12 timer for alle årets måneder, mens dagen ved polene varierer fra 0 til 24 timer. Takket være atmosfæren og havet skjer det store energioverføringer i klimasystemet som jevner ut forskjellene. Uten dette ville temperaturen og klimaforskjellene vært mye større på jorden.[19]

Atmosfæren[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Atmosfære

Skjematisk fremstilling av av kjemiske prosesser og transport i atmosfæren. Prosessene knytter atmosfæren til andre komponenter i jordsystemet, altså havene, jordoverflaten, samt livet på land og i havet. Illustrasjon: Phillipe Rekacewicz, Strategic Plan for the U.S. Climate Change Science Program

Atmosfære består i volum av 78 % nitrogen (N2), 21 % oksygen (O2) og en rekke andre gasser, hvor vanndamp (H2O) (0,5–4 % ved jordoverflaten) er den viktigste drivhusgassen. Karbondioksid (CO2) er også viktig. N2 og O2 bidrar ikke til drivhuseffekten, selv om de utgjør en stor del av atmosfærens volum.[20] Gassvolumene regnes for øvrig relativt til totalvolumet av tørr luft.[21] Dersom det ikke hadde eksistert noen drivhusgasser, ville gjennomsnittstemperaturen på jorden vært rundt −18 °C (255 K). Altså en hel del mindre enn dagens rundt +15 °C (288 K).[22]

Atmosfæren består av en rekke lag, men for klimaet på jorden er det bare de to lagene nærmest jordoverflaten som har spesiell interesse, nemlig troposfæren og stratosfæren. Til sammen inneholder disse to lagene 99,9 % av atmosfærens samlede masse.[21] Troposfæren tykkelse er 18–20 km ved ekvator, og bare 6–9 km ved polene.[23] Blandingsforholdet mellom gassene kan sies å være konstant fra jordoverflaten og høyt opp i atmosfæren, men tettheten av dem avtar kraftig oppover. Årsaken er at tettheten for gassene er proporsjonale med trykket og omvendt proporsjonale med absolutt temperatur.[24]

På sin veg gjennom atmosfæren vil det ultrafiolette sollyset absorberes, spesielt av ozon i stratosfæren. Stråling som treffer luftmolekyler eller faste partikler spres i alle retninger, og noe av denne solstrålingen når jordoverflaten. Kortbølget solstråling som når bakken kalles direkte solstråling, mens den som kommer via himmelen og skyer kalles diffus stråling. Summen av dirkete og diffus stråling kalles globalstråling. Om det er overskyet vil all solstråling mot bakken komme som diffus stråling.[16]

Skyer reflekterer mye av sollyset, tykke skyer 60–90 % og tynne skyer 30–50 %. Generelt er dette fenomen kjent som albedo, og uttrykkes i prosent for reflektert stråling. Atmosfæren har en gjennomsnittlig albedo på 31 %. Med andre ord blir gjennomsnittlig 31 % av all solstråling reflektert tilbake til verdensrommet.[16]

Jordoverflaten[rediger | rediger kilde]

Bilder som viser årstidene, med endret vegetasjon og utbredelse av snø og is. Jordens albedo, altså evne til å reflektere sollys, endres i takt med årets gang.

Jordoverflaten vil både absorbere og emittere strålingsenergi. Når det er solskinn absorberes mer energi enn det som sendes ut og bakkens temperatur øker. Om natten reduseres bakkens temperatur fordi det bare foregår emisjon. Det er overflatetypen som avgjør hvor mye bakken emitterer eller absorberer, spesielt har farge mye å si. Således vil en sort flate absorbere mye solstråling, mens lyse flater i større grad reflekterer stråling.[15]

Snø absorberer og emitterer neste all langbølget stråling, den kan dermed betraktes som et sort legeme for denne typen stråling. På den annen side absorberer nysnø nesten ikke kortbølget stråling, denne blir istedenfor reflektert.[12] Nysnø har en albedo på 75–95 % (betydelig lavere for gamle snø), vann og sjø rundt 10 %, gress 10–30 % og skog 3–10 %.[16]

Jordens albedo er størst i polarområdene hvor skyer og snødekke er utbredd i rikt monn, dessuten er vinkelen for solinnstrålingen stor (solen står lavt over horisonten det meste av året). Et annet område med stor albedo er tropiske og subtropiske regioner. Her er det ofte tykke skyer og noen områder har lys overflate, som over Saharaørkenen. Lavest albedo finnes over havet i tropiske regioner, der det ikke er mye skyer. Havet har for øvrig liten albedo, så om det ikke er isdekke eller skyer over havet er dets albedo bare 8–10 %. Gjennomsnittlig albedo for hele jordoverflaten og atmosfæren er 31 %.[25]

Gjennomsnittlig langbølget terrestrisk stråling ut fra jorden i perioden 1979–1995.

Langbølget stråling emittert fra jordoverflaten kalles terrestrisk stråling.[16] Spesielt på en klar vinternatt blir en oppmerksom på dette fenomenet. Det oppstår ofte sterk kulde på slike netter fordi varmen fra jorden stråler rett ut i verdensrommet.[26] Den terrestriske strålingen er langbølget stråling. Den er sterkest over varme ørkener og over tropiske havområder med få skyer. Lavest terrestriske stråling finner en i polare strøk og over troppene når det er høye skyer. Dette fordi langbølget stråling avhenger av temperaturen til overflaten som emitterer strålingen. I polare strøk har overflaten lav temperatur, det samme er tilfelle med høye skyer. Høyest utgående langbølget stråling oppstår der en har varm jordoverflate med tørre luftlag over, samt lite skyer.[25]

Nettostrålingen, altså differansen for innkommende solstråling og utgående langbølget stråling, er negativ ved polene og positiv i tropene. Den høyeste positive verdien er rundt 120 W/m2 og oppstår over subtropiske havområder om sommeren. Størst energitap har jorden ved polene om vinteren når det er polarnatt. Her vil den terrestriske strålingen ikke bli kompensert av noe innkommende sollys. Et spesielt unntak er Saharaørkenen som har et netto energitap over året.[25]

For jordens nordlige- og sørlige områder skjer det en betydelig energitransport fra ekvatorregionen via hav- og luftstrømmer. Størst er total energitransport ved en breddegrad på rundt 30°. Her er energitilførselen fra solen også størst med rundt 5 PW (5 000 000 000 000 000 Watt). Om jordens hav og atmosfære ikke transporterte store energimengder fra ekvatorregioen mot polene, ville tropene hatt mye høyere temperaturer og polene hatt enda lavere. Varmetransporten gjør med andre ord klimaet på jorden mye jevnere enn det ellers ville vært.[27]

Strålingsbalanse og drivhuseffekt[rediger | rediger kilde]

Atmosfærens respons på lang- og kortbølget stråling[rediger | rediger kilde]

Objekter (og gasser) absorberer og emitterer stråling innenfor visse intervaller av bølgelengder, det en kaller for bølgebånd. Et eksempel er et vindusglass, som har egenskapen at ultrafiolett og infrarød lys, altså lys med henholdsvis stor og liten bølgelengde, blir absorbert. Derimot går det synlige lyset rett gjennom. En sier at glass er transparent for synlig lys.[12]

En drivhusgass som CO2 kjennetegnes ved at den absorberer den langbølgede infrarøde strålingen fra jordoverflaten godt. Derimot slipper den kortbølgende strålingen rett gjennom. Energien som tas opp ved absorpsjon i en gass blir omgjort til kinetisk energi i molekylene, også kalt indre energi.[28] Rent konkret har dette å gjøre med molekylenes vibrasjons- og rotasjonstilstander. Dette skjer i diskrete overganger mellom energinivåer, og er årsaken til at absorpsjon og emisjon skjer ved visse bølgelengder. Dette beskrives matematisk med kvantemekanikk.[29] Energien som tas opp ved absorpsjon fordeles mellom gassenes ved kollisjoner mellom molekylene, noe som gir økt temperatur.[28]

Figuren viser absorpsjonsbandene (intervaller) i jordens atmosfære i midten, og effekten som dette har på både solstråling og oppadgående termisk stråling, øverste graf. Individuelle absorpsjonsspekteret for vanlige drivhusgasser og Rayleigh-spredning er vist i nedre panel.Illustrasjon: Robert A. Rohde

I figuren vises i det øverste panelet atmosfærens absorpsjonsspekter for sollys (rød) til venstre. Figuren viser at mesteparten av solstrålingens energi er i den synlige delen av spekteret, i intervallet 0,4–0,7 μm. Den delen av spektret som har lange bølgelengder blir absorbert, noe som er vist til venstre i panelet i midten. Denne delen av sollysets energi blir brukt til kjemiske prosesser i atmosfæren. Som panelet i midten også viser blir en stor del av den synlige delen av sollyset sluppet ned til bakken.[30]

Panelet i midten viser også spredningen (Scattering) av sollyset. Først og fremst er det skyer, partikler og gassmolekylene som forårsaker lysspredning. De første to faktorene varierer mye både fra sted til sted og med tidspunkt, derimot er molekylenes spredning lite variabel. Størst er spredningen langt nede i atmosfæren.[30]

Jorden emitterer langbølget stråling (blå) noe som er vist i det øverste panelets høyre del. Den terrestriske strålingen er mest intens for bølgelengder rundt 10 μm. Spredning er ikke nevneverdig for denne strålingen, men en del gasser i atmosfæren absorberer langbølget strålingen, se det midterste panelets høyre del. Gassene i atmosfæren har karakteristiske egenskaper for absorpsjon og emisjon av langbølget stråling i visse bølgebånd. Dette er vist detaljert i de mindre panelene i nedre del av figuren. Her kan en se at CO2 absorberer langbølget stråling spesielt mye for bølgelengder rundt 15 μm. O2 og O3 absorberer derimot mest rundt bølgelengden 10 μm. En annen komponent i atmosfæren som absorberer svært mye langbølget stråling er vanndamp. Vanndampen absorberer stråling i betydelig bredere bånd enn de andre gassene, den har derfor størst betydning som klimagass,[31] rundt 50 %.[32] Også skyer absorbere langbølget stråling.[31]

For langbølget stråling med bølgelengder i intervallet 10–12 μm viser panelet i midten at atmosfæren er nesten transparent. Strålingen fra jordoverflaten med disse bølgelengdene går nesten tvers gjennom atmosfæren og ut i verdensrommet. Derfor kalles dette for det atmosfæriske vinduet. Noen av de klimagassene som slippes ut i atmosfæren på grunn av forurensning absorberer langbølget stråling i dette området, dette gjelder lystgass (N2O), metan (CH4) og en del KFK-gasser. Gasser som absorberer langbølget stråling i bølgebåndet for det atmosfæriske vinduet har sterk påvirkning på drivhuseffekten.[29]

En spesiell egenskap med atmosfæren er at de forskjellige gassene har overlappende absorpsjonsband. Absorpsjon av langbølget stråling i atmosfæren kan ikke bare vurderes for hver gass isolert, men det må tas hensyn til betydningen av de øvrige gassene. Betydningen av en gass isolert kan ikke fastsettes, for deretter å si at alle bidragene tilsammen utgjør 100 %.[33]

Terrestrisk og atmosfæriske tilbakestråling skaper drivhuseffekten[rediger | rediger kilde]

Et drivhus med veger av glass slipper gjennom det meste av de kortbølgede solstrålene (gule bølger). Disse varmer opp omgivelsene inne i drivhuset, spesielt den svarte jorden og plantene. Disse sender ut langbølget stråling (røde bølger) som i stor grad ikke slipper gjennom glasset, men absorberes og sendes i retur til omgivelsen inne i drivhuset. Dermed oppstår oppvarmingen av omgivelsene og luften.

Av solstrålingen, som er overveiende kortbølget stråling, går en stor brøkdel gjennom atmosfæren og varmer opp jordoverflaten. Den resulterende terrestriske strålingen fra jorden er langbølget infrarød stråling, og er bare noe mindre enn fra et sort legeme med samme temperatur. Denne går opp i atmosfæren og en stor del av strålingen blir absorbert av gassene der. I neste omgang vil gassene i atmosfære emittere denne kortbølgete strålingen. En del av strålingen fra jorden går ut i verdensrommet, mens en annen del, kjent som atmosfærisk tilbakestråling, stråles tilbake til jorden. Dette er selve drivhuseffekten. Imidlertid er forholdene rundt dette noe mer komplisert, blant annet ved at noe av strålingen reflekteres.[34][35]

Det er ikke bare gassene i atmosfæren som skaper drivhuseffekt. Spesielt spiller også de små vanndråpene i skyer en rolle. Dermed vil fenomenene relatert til drivhuseffekten og temperaturforskjeller ikke bare være avhengig av høyden over bakken, men være et tredimensjonalt distribuert. Sensorer i stateliter brukes for å studere detaljer rundt stråling og temperatur.[36]

Navnet drivhuseffekt gir en analogi til et drivhus, som bare er delvis overførbart til jorden. I et drivhus, se illustrasjon, vil tak og vegger av glass absorbere den langbølgede strålingen fra gulv og vegger, og emittere denne tilbake. Imidlertid vil også vegger og tak hindre utstrømning av varme på grunn av luftbevegelsene utenfor. Dessuten reduseres luftstrømningene inne i drivhuset også, noe som spiller en rolle i omfordeling av varme. I atmosfæren derimot er det kraftige strømninger i atmosfæren.[34][35][14]

Energitransport i klimasystemet[rediger | rediger kilde]

Det er generelt tre mekanismer for transport av varmeenergi. Stråling er beskrevet i foregående avsnitt, og er en energioverføring som skjer mellom solen og jorden selv om det er tomt rom i verdensrommet. Konduksjon er varmeledning gjennom substanser på grunn av temperaturforskjeller. Denne overføringen skjer via atomære vibrasjoner. Luft er en dårlig varmeleder for denne typen overføring, dermed kan dette sees bort fra i atmosfæren. Derimot er konduksjon en viktig mekanisme på jordoverflaten. Termisk konduktivitet, altså evnen til varmeledning, er størst når bakken inneholder vann. Konveksjon er en mekanisme i væsker og gasser som kan sirkulere (strømme) og dermed distribuere oppvarmede deler av massen. Atmosfæren har sterke sirkulasjoner på grunn av lav viskositet (den strømmer lett). Luften står praktisk talt aldri stille, dermed overføres mye varme på denne måten. Det samme gjelder havet.[37]

Konveksjon overfører varme på to måter, den ene kalles følbar varme og den andre latent varme. Følbar varme er direkte transport av varme via forflytning av masse (stigning av luft) og blanding. Følbar varme overføres også via konduksjon. Den latente varmen er derimot indirekte energioverføring. Her skjer det en faseovergang (overgang fra fast til flytende, eller omvendt), men ikke temperaturendring. Når vann omdannes til vanndamp ved fordampning (eller koking) trengs varme. Denne energimengden er 2,5∙106 J/km for vann ved fordampning ved 0 °C. (Ved høyere temperaturer trengs litt mindre energi for fordampningen.) Når vannet kondenseres i atmosfæren frigjøres den samme energimengde som ble tatt opp ved fordampning. Også ved smelting av is skjer et energiopptak av latent varme, men med en annen energimengden enn ved fordampning.[37]

Energibalansen for klimasystemet[rediger | rediger kilde]

Jordens energibudsjett med angivelse av prosentvis fordeling. Illustrasjon: NASA

Et viktig prinsipp fra fysikken for å forstå klimasystemet og klimaendringer er energibalansen for systemet. Energi kan ikke forsvinne, og energien fra solstrålingen som jorden mottar må slippe ut fra jorden om den ikke skal bli stadig varmere. Og omvendt, om jorden sender ut mer strålingsenergi enn den mottar vil den kjøles ned. Strålingsbalansen må derfor over tid være lik null for at jordens gjennomsnittlige temperatur skal være uforandret. Om temperaturen endres vil det påvirke klimaet på en rekke måter, primært ved endring av atmosfærens- og havets sirkulasjon, samt at vannets kretsløp endres.[38]

Energibalansen for jordkloden for et år er funnet med målinger og vist skjematisk i figurer som den vist her. Som illustrasjonen viser er det mange komponenter som virker i et kompleks samspill. Det er vanlig å sette innkommende solstrålingen i toppen av atmosfæren til 100 %. (Det samme som å si at 100 poeng tilsvarer 340 W/m2). Av denne energien er det rundt 29 % som reflekteres direkte tilbake i verdensrommet og forsvinner. Dette skyldes refleksjon både fra skyer og atmosfære (23 %) og refleksjon fra jordoverflaten (7 %). En andel på 23 % blir absorbert av atmosfæren, det meste av vanndamp og skyer i troposfæren. Det er dermed en gjenværende andel på 48 % som absorberes av jordoverflaten.[39][40]

Energien som absorberes av jordoverflaten fører til fordampning av vann (25 %) og oppvarming av atmosfæren ved konveksjon (5 %).[39] Oppvarming ved konveksjon vil si at jordoverflaten overfører varme til luften, og denne stiger så opp i atmosfæren. Oppe i atmosfæren er det luftmasser som kjøles ned og synker ned til jordoverflaten, dermed oppstår luftsirkulasjon.[14] Jordoverflaten blir også oppvarmet i dybden av solstrålingen, men over et år vil det være likevekt mellom det som tilføres og mottas. Av den innkommende solenergien er det en resterende energistrøm på 17 % som varmer opp jordoverflaten.[39]

Energien som varmer opp jordoverflaten emitteres og stråler opp i atmosfæren som langbølget stråling (terrestrisk stråling). Fordi jorden stråler energi ut både natt og dag, og fordi drivhuseffekten gir høy temperatur, er den terrestrisk strålingen på hele 117 %. Dette er altså 17 prosentpoeng mer enn solstrålingen fra toppen av atmosfæren. Av denne utgående langbølgede strålingen fra jordoverflaten vil 12 % gå direkte gjennom atmosfæren og rett ut i verdensrommet. De resterende 105 % absorberes av drivhusgasser og skyer. Hele 100 % av den absorberte energien i atmosfæren blir emittert og returnert tilbake til jordoverflaten som atmosfærisk tilbakestråling.[39]

Atmosfæren tar opp omtrent dobbelt så mye langbølget stråling fra jordoverflaten som den mottar kortbølget stråling fra solen.[39]

Strålingsbalansen for jordoverflaten er slik: Den mottar 148 % (innkommende sollys og atmosfærisk tilbakestråling) og avgir 117 % (terrestrisk stråling), som i sum gir et overskudd på 30 %. Dette finner en igjen i atmosfærens strålingsbalanse: Atmosfæren mottar 23 % absorbert fra dirkete solstråling og 117 % som terrestrisk stråling, som tilsammen gir et mottak på 148 %. Den avgir 100 % som atmosfærisk tilbakestråling og 59 % som stråling ut i verdensrommet, tilsammen et tap på 159 %. Atmosfæren har dermed et underskudd på rundt 30 %. Dette underskuddet balanseres av vertikal varmetransport fra jordoverflaten til atmosfæren, en kaller dette for strømmer av følbar- og latent fordampningsvarme.[39]

En påfallende egenskap med denne energibalansen er den store energiutvekslingen mellom jordoverflaten og atmosfæren. Den langbølgede strålingen mellom disse er de to største energistrømmene.[41]

Om det ikke var for den sterke atmosfæriske tilbakestrålingen ville temperaturen gjennom døgnet ha variert mye mer. Fordi den langbølgede strålingen ned mot jorden er sterkere enn solinnstrålingen ved bakken, blir ikke landoverflaten raskt nedkjølt om natten, den blir heller ikke oppvarmet tilsvarende raskt om dagen. Drivhuseffekten gir ikke bare relativt høy temperatur på jordens overflate, men sørger også for at døgnvariasjonene holdes lave.[42]

Netto ubalanse i det globale gjennomsnittlige energibudsjettet er cirka 0,6 W/m2 (2017).[43] Dette er energien som varmer opp klimasystemet, og altså gir global oppvarming. Om energibalansen var lik null, som i diagrammet i dette avsnittet, der 100 % av energien tilført jorden forlater den, ville klimasystemet vært i balanse.

Drivhuseffektens høydevariasjon[rediger | rediger kilde]

Temperaturen oppover i atmosfæren reduseres sterkt, og drivhuseffekten varierer avhengig av differansen mellom lufttemperatur og jordoverflatens temperatur. Nær jordoverflaten er temperaturforskjellen liten og luften absorberer det meste av den terrestriske strålingen, som i neste omgang for det meste blir emittert oppover. Dette betyr at drivhuseffekten nær jordoverflaten er liten. Lengre opp i atmosfæren er forholdene motsatt: Mye av den langbølgede strålingen nedenfra blir absorbert, men emisjonen skjer ved lavere temperatur og mindre stråling emitteres derfor oppover. Dermed vil luftmassene høyt oppe i atmosfæren, på grunn av sin lavere temperatur, ha lite strålingstap ut i verdensrommet. Med andre ord har luften høyt oppe større drivhuseffekt enn luften lenger ned.[44][45] For eksempel er temperaturen 5 km opp fra jordoverflaten rundt −30 °C, og ved 10 km er den rundt −50 °C lavere enn ved jordoverflaten.[46]

Modell for en enkel atmosfære

Atmosfære for en planet med henholdsvis ett og to lag.

En enkel modell for en tenkt planet kan utdype forståelsen av strålingsbalanse og drivhuseffekt. Anta en jordlignende planet med en atmosfære bestående av bare ett lag. Det forutsettes at atmosfæren er isotermisk, det vil si at temperaturen er den samme overalt. Videre forutsettes det at atmosfæren er transparent og slipper gjennom alt kortbølget sollys fra en stjerne lik solen, men at den er fullstendig ugjennomtrengelig (fullstendig absorpsjon) for langbølget stråling. Ut fra dette kan en gjøre noen vurderinger av planetens temperatur, forutsettes likevekt for stråling.[47]

Den kortbølgede strålingen fra stjernen, markert med gul pil merket F, kommer inn i toppen av atmosfæren og når planetens overflate uavkortet. Her blir den fullstendig absorbert at overflaten. Fordi atmosfæren absorberer all langbølget stråling vil dens ekvivalente sort legeme-temperatur være den samme som temperaturen til atmosfæren. For at planeten skal ha likevekt må det være like mye stråling inn ved toppen av atmosfæren som ut, dette er markert med den oransje pilen ut med størrelse F. Strålingen ut i verdensrommet er planetens langbølgede sorte stråling. På grunn av at atmosfæren er isotermisk emitterer den en like stor stråling, F, nedover mot planetens overflate. Tilsammen kommer strålingen F med kortbølget stråling ned mot planetens overflate, pluss F som langbølget stråling, hvilket tilsammen gir 2F. Denne energien må balanseres med en tilsvarende emittert langbølget stråling 2F opp fra overflaten. Det forutsettes at strålingen fra stjernen er F = 240 W/m2 ved toppen av atmosfæren. En kan da regne ut planetens overflatetemperatur ved hjelp av Stefan-Boltzmanns lov:[47]

Derimot om planeten var uten atmosfære ville temperaturen blitt:

Altså blir planetens overflatetemperatur 48 K høyere når planeten har atmosfære.[47]

Modellen kan utvides ved å forutsette at atmosfæren har to lag. Det andre laget er vist i figuren og det forutsettes å ha samme egenskaper som det første laget. Med de samme resonnementene som for tilfellet over, så vil det nederste atmosfærelaget emittere 2F oppover. Dette på grunn av at den mottar F som kortbølget solstråling og F som langbølget stråling fra laget over. Siden laget er isotermisk må det emittere 2F også nedover. Den totale strålingen mot planetens overflate blir nå 3F på grunn av 2F som langbølget stråling fra det nederste atmosfærelaget og F fra solen. Dette balanseres at en kortbølget stråling oppover på 3F fra planetoverflaten.[47]

I en atmosfære med mange lag, N, vil emisjonen fra lagene, fra det øverste til det nederste være F, 2F, 3 F ... NF. De korresponderende sort legeme-temperaturene for overflaten vil da bli 303, 335 ... [(N+1) F/σ]1/4 K.[47]

Denne enkle modellen kan utvides med å forutsette forskjellige temperaturer for planetens overflate og de forskjellige lagene i atmosfæren.[48] Dermed blir modellen enda likere jordens atmosfære.

For en atmosfære med mange lag med absorberende lag vil temperaturen ved planetens overflate bli høy. En slik planet kan tenkes å gi fra seg varmen først og fremst ved konveksjon. Det vil si varmetransport via strømning i dens atmosfære.[47]

For mer realistiske modeller av klimasystemet på jorden må det tas hensyn til atmosfærens absorpsjonsspektra, samt avhengigheten med bølgelengden til strålingen. Dessuten må det atmosfæriske vinduet hensynstas, i tillegg til andre kompliserte fenomener i atmosfæren.[47]

Klimaendringer og menneskelig påvirkning av drivhuseffekten[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikler: klimaendringklimapådriv og strålingspådriv

Klimaendringer har oppstått hyppig i jordens historie. En gjør derfor forskjell på naturlige klimaendringer og menneskeskapte, for å skille dem fra nåtidens globale oppvarming. Det finnes mange forskjellige klimapådriv, altså faktorer som endrer klimaet. Skal klimaet virkelig endres må slike endringer vare over flere år.[49]

Naturlige klimaendringer[rediger | rediger kilde]

Klimaet kan endres både på grunn av indre og ytre mekanismer, de kan være menneskeskapte eller naturlige. For eksempel at strålingen fra solen enten blir sterkere eller svakere.[49] Endringer av solstrålingen som påvirker jordens strålingsbalanse kalles strålingspådriv. Vulkanutbrudd er en annen naturlig endring av strålingspådrivet. Store utbrudd kan gi redusert temperatur på jorden, da over noen få år. Årsaken er svoveldioksid (SO2) som reagerer med andre gasser og danner aerosoler. Slike partikler sprer sollyset, noe som fører til refleksjon av noe av sollyset tilbake til verdensrommet. En sier at det gir et negativt strålingspådriv, altså nedkjølende effekt.[49]

CO2, temperatur og støvkonsentrasjon i atmosfæren basert på proxy-data fra en iskjerneprøve fra Antarktis.

Jordbanens betydning for strålingspådriv refererer til Milanković-syklusene. Dette har å gjøre med periodiske endringer av helningsvinkelen til jordens akse og formen av banen rundt solen. Disse syklusene endre den totale mengden av sollys til jorda. Det er ikke snakk om store endringer, men dette påvirker tidspunkt og intensiteten av årstidene. Denne mekanismen er antatt å bestemme tidssyklusene for istidene.[50][51]

Solen har en elleve års syklus, kjent som solflekksyklusen, der den solare irradiansen varierer med ± 1 W/m2. Solflekksyklusen er perioder med stor utvikling av solflekker (tydelige sorte flekker på solens overflate), og økt utstråling. En mener at i langvarige perioder med liten solflekkaktivitet vil temperaturen på jorden påvirkes. Spesielt under Maunder minimum fra 1645 til 1715, var solflekkaktiviteten uvanlig lav, noe som er en mulig forklaring på den lille istid. Dette var en periode med betydelig kjøligere og mer ekstremt klima på den nordlige halvkule.[52]

Gjennom jordens historie har det vært store endringer av kontinentenes posisjon og størrelse. Dette har ikke bare endret havenes størrelse form, men også ført til forming av fjell når kontinentalplatene støter sammen. Dermed har dette fått betydning for havstrømmer og atmosfærens sirkulasjon. Disse endringene har i stor grad bidratt til istider, perioder med tørt eller fuktig klima.[52]

El Niño-betingelser kjenne­tegnes med at varme vann­masser nærmer seg den søramerikanske kysten. Fravær av kald oppkomme av vann øker oppvarmingen. Illustrasjon: National Oceanic and Atmospheric Administration

Enda en type naturlige klimaendringer er de interne klimapådrivene. Disse skjer selv om solen gir konstant pådriv og atmosfæresammensetningen er uforandret.[49] Et eksempel er El Niño, som er den varme og negative fasen av en klimasyklus som kalles El Niño-sørlige oscillasjon. Fenomenet kjennetegnes av oppvarming av havflaten, eller at temperaturer i sjøoverflaten ligger over gjennomsnittet, i enten det sentrale eller østlige tropiske Stillehavet.[53][54] Denne oppvarmingen forårsaker et skifte i den atmosfæriske sirkulasjonen med redusert nedbør over Indonesia og Australia, mens nedbør og tropiske syklonformasjoner øker over det tropiske Stillehavet.[55] De lave passatvindene, som normalt blåser fra øst til vest langs ekvator, svekkes eller begynner å blåse fra den andre retningen.[54]

I tillegg til El Niño fines det en rekke andre sykluser i klimasystemet, blant annet den kvasibiennale oscillasjonen og den Nordatlantisk oscillasjon. Dette er eksempler på at klimaet i sin natur er variabelt og kan endres selv om det ikke er noen ekstern pådriv tilstede.[56]

Menneskeskapt økning av drivhuseffekten[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Global oppvarming

Den menneskeskapte, eller antropogene drivhuseffekten, betegner den økningen i drivhuseffekten som skyldes forurensning av atmosfæren. Ved å øke andelen av naturlige klimagasser i atmosfæren (CO2 og CH4 og flere andre kunstige klimagasser (KFK-, HFC-gasser, et cetera), har menneskelig aktivitet i løpet av de siste om lag 200 årene forsterket den naturlige drivhuseffekten.[57]

Betydningen av disse endringene er forandringer i klimasystemet, blant annet høyere temperatur, endring av skymengden, økt vanndampinnholdet i atmosfæren og påvirkning av mengden av is og snø på jordoverflaten. Disse endringene kan virke tilbake på jordens klima.[58]

I mai 2013 ble det meldt at avlesninger for CO2 tatt på verdens primære referansested på Mauna Loa-observatoriet hadde nådd 400 ppm.[59][60] Månedlige globale CO2-konsentrasjoner oversteg 400 ppm i mars 2015, trolig for første gang på flere millioner år.[61] Ved begynnelsen av 2000-tallet blir omtrent halvparten av alt CO2 fra forbrenning av fossilt brensel ikke absorbert av vegetasjon og hav, dermed forblir gassen i atmosfæren.[62]

Andre menneskeskapte klimapådriv er utslipp av SO2 som via kjemiske reaksjoner gir aerosoler, samt en annen kategori aerosoler relatert til arealbruksendringer. Det siste dreier seg om hugging av skog og dyrkning av land. Slike endringer av landjorden gir både endring av naturlig opptak av CO2 og forandring av jordoverflatens albedo.[49] I gruppen aerosoler inngår også partikler som støv, sot og saltpartikler. Flere av disse er naturlige, som saltpartiklene som vind virvler opp fra havet. Konsentrasjonen av disse er størst over områder med mye luftforurensning som en finner i Europa, Nord-Amerika, Kina og India. Nær jordoverflaten er oppholdstiden for disse bare noen få dager fordi nedbør fører dem tilbake til jorden. Derimot vil aerosoler som kommer opp til stratosfæren få en mye lengre oppholdstid, typisk flere år.[63]

Mange av gassene i atmosfæren har tilnærmet konstant blandingsforhold selv i store høyder, men for drivhusgassene kan blandingsforholdet variere både horisontalt og vertikalt. Spesielt kan vanndamp ha store variasjoner. For eksempel kan vanndamp utgjøre 4 % av luften ved jordoverflaten ved tropene, mens i kald arktisk luft kan innholdet være under 1 %. Noen klimagasser har spesielt lang oppholdstid i atmosfæren, dette gjelder CO2, CH4 og N2O, hvilket betyr at de er godt blandet og at konsentrasjonen er tilnærmet konstant horisontalt. Derimot vil konsentrasjonen i de forskjellige lagene oppover i atmosfæren være variabel.[24] O3 virker i den midlere og øvre del av stratosfæren. KFK-gasser og hydrerte halokarboner (HFC-gasser) finnes i små mengder, men bidrar også som klimagasser.[64]

Økt strålingspådriv[rediger | rediger kilde]

Status for menneskeskapte strålingspådriv i 2005 (i forhold til førindustrielt nivå i 1750). Usikkerheten er vist med usikkerhetsstolper for hvert av bidragene.
Fra IPCCs fjerde hovedrapport

Endringer av jordens strålingsbalanse, blant annet ved endret konsentrasjon av atmosfærens klimagasser, aerosoler og jordoverflatens albedo, fører til forandringer av strålingspådrivet. Klimasystemets respons er klimaendringer, som over lang tid vil lede frem til en ny strålingsbalanse. En kan si at slike endringer skjer hele tiden ved at skyer og aerosoler dannes, konsentrasjonene av gasser endres og at jordoverflatens albedo er årstidsavhengig.[65]

Strålingspådrivet måles i W/m2 og blir kalkulert over en viss tidsperiode. Strålingspådrivet kalkuleres ut fra en antatt strålingsbalanse i 1750, det vil si før atmosfæren var påvirket av menneskelige utslipp av klimagasser. Siden den gang, og frem til nåtid, er ikke stråblingsbalansen lengre null; det har oppstått et positivt strålingspådriv.[65] Et positivt strålingspådriv gir økt temperatur på jorden, mens et negativt gir redusert temperatur ved jordoverflaten.[49]

Figuren viser de globale gjennomsnittlige strålingspådrivene i 2005 med et CO2-innhold på 379 ppm i atmosfæren. Som en ser gir dette et strålingspådriv på rundt 1,7 W/m2. I tillegg kommer bidragene fra andre drivhusgasser, blant annet CH4, N2O og HFC-gasser med et samlet bidrag på omtrent 1 W/m2. Deretter kommer et bidrag fra O3, men dette har både en avkjølende- og oppvarmende effekt. Nettovirkningen av O3 er imidlertid på 0,3 W/m2. Enda en menneskeskapt påvirkning er endring av jordoverflaten (vegetasjonsdekke) og forurensing (sot) på snø, altså forhold som endrer jordens albedo. Også denne har et positivt og negativt bidrag, med en nettovirkning på omtrent 0,1 W/m2. Så kommer to store negative strålingspådriv på grunn av aerosoler, der den som skyldes direkte pådriv er på –1,2 W/m2 og de som skyldes indirekte albedo fra skyer er på –0,7 W/m2. Det minste menneskeskapte pådraget i figuren kommer fra kondensstriper fra flytrafikk, med 0,01 W/m2. I tillegg til alle disse kommer et naturlig strålingspådrag på grunn av sterkere solstråling, dette er på 0,12 W/m2.[66]

Alle disse bidragene kan ikke summeres algebraisk på grunn av overlappende absorpsjonsbånd for de forskjellige bidragene. Derfor viser stolpen helt til høyre summen av strålingspådrivene som er på 1,6 W/m2, med et usikkerhetsintervall mellom 0,6 og 2,4 W/m2.[66] Dette strålingspådrivet fører blant annet til langsom oppvarming av havet, atmosfæren og landjorden.[67] Siden 2005 har innholdet av klimagasser i atmosfæren økt, og det totale strålingspådraget like så.[68]

Effektiv strålingstemperatur er den temperaturen i atmosfæren der strålingen fra solen og strålingen fra jorden, og ut i verdensrommet, balanseres. For tiden (2011) er denne temperaturen −19 °C. Videre vil denne temperaturen være i en gitt høyde over jordoverflaten, kalt strålingstyngdepunktet. Med økt konsentrasjon av drivhusgasser økes høyden for strålingstyngdepunktet, samtidig som effektiv strålingstemperatur blir lavere. Enkelt sakt fører økt drivhuseffekt til at det blir mindre langbølget stråling som slipper ut i verdensrommet. Energibalansen for strålingen endres slik at jorden absorberer mer energi enn den slipper ut, noe som gir økt global gjennomsnittstemperatur.[44]

Global dimming[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Global dimming

Et tykt lag med aerosoler over Kina. Bilde fra november 2001.

Legg merke til de store usikkerhetsstolpene for aerosolene i figuren i avsnittet over, som indikerer hvor usikker en er på størrelsen av disse. Det en imidlertid er sikker på, er at disse utgjør en stor demping av drivhuseffekten, kjent som global dimming. I regioner som Europa og Nord-Amerika var det tidligere mye luftforurensning som førte til dannelse av aerosoler, men lovreguleringer har redusert dette betraktelig. Om land som Kina og India utover på 2000-tallet vil greie å redusere sine utslipp til luft, forventes det at mengden aerosoler i atmosfæren reduseres. Etter som konsentrasjonen av CO2 øker og aerosoler minker, forventes en økning av strålingspådrivet frem mot 2100. Noen klimaforskere har ment at dette vil kunne øke den globale oppvarmingen betraktelig (et anslag er 6 °C). Derimot har FNs klimapanel ikke lagt mye vekt på denne forskningen i sine estimater for fremtidig temperaturstigning.[69]

Tilbakakoblingsmekanismer[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Tilbakekoblingsmekanisme

Klimasystemet er svært komplekst med en rekke koblinger mellom forskjellige mekanismer. Noen av disse tilbakekoblingsmekanismene er positive, slik at en økning av strålingspådrivet (for eksempel på grunn av menneskeskapte klimagasser) fører til temperaturøkning som setter i gang endringer som forsterker oppvarmingen. Et eksempel er økt vanndampinnhold i atmosfæren som gir ytterligere temperaturøkning. Negative tilbakekoblinger derimot, gir forandringer som virker til å redusere drivhuseffekten og temperaturen.[70]

Et eksempel på at de negative tilbakekoblingene gjør seg gjeldende er istidene. En mener at den negative endringen av strålingspådrivet i utgangspunktet har vært svært lite, men at mange negative tilbakekoblingsmekanismer har forsterket den opprinnelige nedkjølende trenden. Generelt virker tilbakakoblingsmekanismene over svært lang tid (tiår til årtusener), samt at det er mange av dem. Det er også slik at det er pådriv som er årsaken og setter i gang klimaendringer, men tilbakekoblingene bestemmer hvor store de til slutt vil bli.[71]

Et beslektet begrep til tilbakekoblingsmekanismer er klimafølsomhet. Den sier noe om hvor mye temperaturen endres ved en gitt endring av konsentrasjonen av CO2. Den vanligste definisjonen er at den angir global temperaturøking ved en fordobling av konsentrasjonen til CO2.[72]

Det finnes svært mange slike mekanismer, men her gis bare en forklaring av noen av de viktigste.

Tilbakekobling fra vanndamp[rediger | rediger kilde]

Hvis atmosfærer varmes opp, vil dampens metningstrykk øke, og mengden av vanndamp i atmosfæren vil øke. Siden vanndamp er en drivhusgass, vil en økning i vanndampinnholdet føre til at atmosfæren varmes ytterligere opp, oppvarmingen dette fører til gjør i neste omgang at atmosfæren kan holde på enda mer vanndamp, altså en positiv tilbakekobling. Dette vil fortsette videre til andre prosesser stopper økningen. Resultatet er en mye større drivhuseffekt enn den CO2 skaper alene.[73][70]

Sammenhengen mellom trykk og temperatur ved faseovergang for to stoffer er beskrevet av Clausius-Clapeyron-ligningen. Likningen beskriver en eksponentiell økning av metningstrykket for vanndamp ved økende temperatur. Det betyr at tilbakekoblingen for vanndamp i atmosfæren blir kraftigere med økt temperatur. Om havets overflatetemperatur i et hypotetisk tilfelle skulle bli over 60 °C vil denne tilkakekoblingsparameteren gå mot uendelig.[74]

Tilbakekobling på grunn av is og snø[rediger | rediger kilde]

De lysblå områdene er smeltedammer på sjøis og de mørkeste områdene er åpent vann. Blå områder har en lavere albedo enn den hvite isen, noe som gir en oppvarmende effekt.

De delene av jordoverflaten som er dekket av is og snø, deler av året eller hele, reflekterer (albedo) mye av sollyset tilbake til verdensrommet. Økt temperatur på jordoverflaten reduserer mengden snø og is. Dette fører til at mer sollys istedenfor å reflekteres blir absorbert, dermed øker temperaturen ytterligere.[70]

Tilbakekobling på grunn av skyer[rediger | rediger kilde]

Skyer har to virkninger i klimasystemet som gjør virkningen av dem komplisert. For det første reflekterer skyer sollys tilbake til verdensrommet. For det andre absorberer de langbølget stråling fra jordoverflaten som i neste omgang blir emittert, og sendt tilbake til jordoverflaten. Dermed sørger de også for å redusere varmetapet ut i rommet. Hvilken av disse to effektene som dominerer for en enkelt sky avhenger av dens temperatur, dermed også av dens høyde over jorden. En annen avgjørende faktor er dens optiske egenskaper. Dette har å gjør med om den består av vanndamp eller ispartikler, dens tykkelse og gjennomsnittlig størrelse av partiklene i den.[75]

Laverer skyer har en tendens til at den reflektere egenskapen dominerer, dermed kjøler de ned klimasystemet. Høye skyer har derimot en tendens mot motsatt effekt, altså at de bidrar til oppvarming.[75]

Tilbakekobling på grunn av havet[rediger | rediger kilde]

Havet har flere roller når det gjelder påvirkning av klimaet. Det er påvirkning mellom atmosfæren og havet, og vice versa. Fra havet fordamper store vannmengder som står for størsteparten av bidraget til atmosfærens vanndampinnhold. På grunn av den latente varmen ved kondensering til skyer, er vanndamp det største varmebidraget til atmosfæren. Atmosfæren på sin side bidrar tilbake til havet med vinder som er drivere for havsirkulasjon (sammen med andre mekanismer).[76]

Havet representere en stor varmekapasitet i forhold til atmosfæren. Det skal derfor svært mye varmeenergi til for å øke temperaturen i havet med bare en grad, mens det skal mye mindre energi til for å gjøre det samme med atmosfæren. Havet har dermed også en påvirkning på atmosfærens oppvarming. I praksis kan en oppleve dette ved at steder nært havet har liten forskjell mellom temperaturen gjennom døgnet og gjennom året. Derimot har steder langt fra havet mye større temperaturvariasjoner. Havet har derfor en dominerende rolle for å bestemme hvor fort atmosfærens temperatur kan øke.[76]

En tredje virkning av havet er den store redistribusjonen av varmeenergi. Både atmosfæren og havet transporterer varmeenergi fra jordens ekvator mot polene, men havets energitransport er mye større.[76]

Havet representerer en tilbakekoblingsmekanisme som mest har betydning for tiden det tar for ny likevektstilstand opprettes. Altså tiden fra strålingspådrivet endres til en ny likevekt og en ny temperatur vil oppstått.[77] Tidsskalaen den virker på er årtier til århundrer. Generelt er en usikker på om havstrømmer representerer positive eller negative tilbakekoblinger.[78]

Havnivåmålinger foretatt på 23 steder rundt om i verden siden 1880 viser en økende trend.
Kilde: Robert A. Rohde

Havet absorberer den menneskeskapte tilførselen av CO2 via den såkalte karbonpumpen. I dag utgjør dette bare om lag en tredjedel av dagens utslipp, men på lang sikt vil rundt 75 % av CO2-gassen som slippes ut på grunn av menneskelige aktiviteter løses opp i havet. Dette vil ta flere århundrer.[79] Imidlertid er hastigheten som havet vil ta CO2 opp i fremtiden mindre sikker. Det forventes at havet vil bli mer lagdelt forårsaket av oppvarming, og at dette eventuelt gir endringer i havets thermohalin sirkulasjon. Med andre ord en svekkelse av havstrømmene.[80][81]

Havet vil ut fra dette ha en tilbakekobling til CO2-innholdet i atmosfæren. I henhold til Henrys lov vil større konsentrasjon av CO2 i atmosfæren, føre til større opptakt av CO2 i havet. På den annen side vil økt temperatur i havet svekke dets evne til å ta opp CO2. Nå er det den første mekanismen som er sterkest, og havets innhold av CO2 er stadig økende. En effekt av dette er havforsuring. På lengre sikt forventer en at opptaket av CO2 i havet vil svekkes. Dermed vil global oppvarming på sikt bety at mer CO2 blir værende i atmosfæren, altså en positiv tilbakekobling ved forsterket drivhuseffekt.[82]

Tilbakekobling for langbølget stråling fra jorden[rediger | rediger kilde]

Negative tilbakekoblingsmekanismer er mindre virkningsfulle sett i sammenheng med økt strålingspådriv. Disse reduserer hastigheten av oppvarmingen, men kan ikke alene forårsake nedkjøling.[83]

Når temperaturen for jorden øker, vil utslipp av langbølget varmestråling øke med den fjerde potensen av planetens absolutte temperatur. Dette i henhold til Stefan-Boltzmanns-lov. Dette øker styrken av utgående stråling når jordoverflaten får høyere temperatur. Denne er kalt Planck-tilbakekobling, og er den sterkeste negative tilbakekoblingen.[84]

Vippepunkter[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Vippepunkt (klima)

Interaksjoner mellom noen vippepunkter (⊕: øker sannsynligheten for sammenheng ⊖: mindre sannsynlighet, ⊖/⊕: effekt i begge retninger, nettoeffekten er usikker)[85]

Begrepet vippepunkt ble introdusert av den tyske klimaforskeren Hans Joachim Schellngruber (1950–) rundt 2000.[86][87] Det bygger på hans arbeid på ikke-lineær dynamikk. Fenomenet går ut på at usammenhengende, irreversible og ekstreme hendelser er forbundet med global oppvarming. Inntil da hadde en i hovedsak antatt at klimaendringer vil være lineære, altså utvikle seg proporsjonalt med nivået av klimagasser i atmosfæren.[88] Det fines en lang rekke slike mekanismer for vippepunkter, og her nevnes bare kort noen få.

Forskningsartikkelen «Tipping elements in the Earth's climate system» (Vippepunkter i jordens klimasystem) handlet om disse mulige fremtidige hendelsene.[89] Ni mulige vippepunkter ble utpekt, hvor terskelverdiene kan overstiges innen år 2100.[90]

Etter dette har også andre potensielle vippepunkter blitt identifisert.[91]

Et eksempel på et vippepunkt som forsterker drivhuseffekten radikalt er mulige utslipp av metanklatrat, også kalt metanhydrater. Dette er en form for is som inneholder store mengder CH4 i sin krystallstruktur. Svært store forekomster av metanklatrat har blitt funnet under sedimenter på havbunnen visse steder, spesielt i områder på høye breddegrader og i Mexicogolfen.[92] Et plutselige utslipp av store mengder naturgass fra lagre av metanklatrat, en såkalt løpsk global oppvarming, er fremsatt som en hypotese som årsak til både fortidige og muligens fremtidige klimaendringer. Det er antatt at dette alene kan øke den globale temperaturen med 5 °C, blant annet fordi CH4 er en mye mer kraftig drivhusgass enn CO2. Teorien går også ut på at dette vil påvirke tilgjengelig innhold av O2 i atmosfæren. Denne teorien har blitt foreslått for å forklare de mest alvorlige hendelsene av masseutryddelse på jorden, for eksempel perm-trias-utryddelsen.[93][94][95][96]

Klimapanelets femte hovedrapport sier at utslipp av CH4 fra tining av permafrost vil kunne bidrag til global oppvarming frem mot år 2100. Dette på grunn av kraftig økning av utslippene på grunn av rask oppvarming i Arktisk. Derimot er utslipp fra metanklatrat vurdert til å spille en liten rolle.[97][98]

Konsekvenser av global oppvarming[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Konsekvenser av global oppvarming

Den global gjennomsnittlige temperaturen på jordens overflate har økt siden slutten av 1800-tallet. Fra 1980 til 2010 har det vært suksessivt varmere enn alle de foregående årtier i måleserien. Globalt gjennomsnittlig kombinert land- og havoverflatetemperatur beregnet som en lineær trend viser en oppvarming på 0,85 °C[a] i perioden 1880–2012. For perioden 1951–2012 var oppvarmingen cirka 0,72 °C[b].[99]

En global oppvarming på rundt 0,3 °C per tiår, fremover mot år 2100, vil gi forskjellige endringer av klimaet. For det første betyr det at temperaturen noen steder vil øke mye mer, for det andre får det betydning for andre klimaparametre. Noen steder forventes mer tørke, andre steder mer nedbør og flom, samt havnivåstigning. Dette får i neste omgang konsekvenser for økosystemer og mennesker. En økning på bare noen få °C virker tilsynelatende ikke mye ut, men dette må sees i forhold til at de globale temperaturvariasjonene mellom istider og de varme periodene sannsynligvis ikke har vært mer enn 5–6 °C.[100]

Klimapanelets fem sammenknyttede grunner til bekymring

FNs klimapanel oppsummerer konsekvensene av global oppvarming med fem sammenknytte grunner til bekymring:[101]

  1. Unike og truede systemer – En del systemer, herunder økosystemer og kulturer, er allerede i fare på grunn av klimaendringer (høy konfidens). Antallet slike systemer som er utsatt for alvorlige konsekvenser, er høyere ved ytterligere oppvarming på 1 °C. Mange arter og systemer med begrenset evne til tilpasning er utsatt for svært høy risiko ved en ytterligere oppvarming på 2 °C, spesielt arktisk sjøis og korallrev.[101]
  2. Ekstreme værforhold – Risikoen for farer relatert til klimaendringer er hendelser som varmebølger, ekstrem nedbør og kystflom, er allerede moderat (høy konfidens) og høy ved 1 °C ekstra oppvarming (middels konfidens). Risiko forbundet med noen typer ekstreme hendelser (for eksempel ekstrem varme) øker ytterligere ved høyere temperaturer (høy konfidens).[101]
  3. Fordeling av virkninger – Risikoene er ujevnt fordelt og er generelt større for vanskeligstilte mennesker og samfunn i land på alle nivåer av utvikling. Risikoen er allerede moderat på grunn av regionalt differensierte klimaendringer, spesielt ettersom dette påvirker avlinger innen jordbruket (medium til høy konfidens). Basert på forventet nedgang i regionale avlinger og tilgang til vann, vil risiko for ujevnt fordelte virkninger være høy ved en ytterligere oppvarming på over 2 °C (middels konfidens).[101]
  4. Globalt aggregerte virkinger – Risikoen for global aggregerte påvirkninger er moderat for ytterligere oppvarming mellom 1–2 °C, med innvirkning på både jordens biologiske mangfold og den globale økonomien (middels konfidens). Omfattende tap av biologisk mangfold med tilknyttet tap av økosystemtjenester gir høy risiko for rundt 3 °C ytterligere oppvarming (høy konfidens). Samlet økonomisk skade akselererer med økende temperatur (begrenset belegg, høy konfidens), men få kvantitative anslag er fullført for ytterligere oppvarming rundt 3 °C eller høyere.[101]
  5. Større enkelthendelser – Med økende oppvarming kan enkelte fysiske systemer eller økosystemer være i fare for brå og irreversible endringer. Risiko forbundet med slike vippepunkter blir moderate for rundt 0–1 °C ekstra oppvarming, dette kan observeres ved at en allerede kan observere irreversible endringer av regime både i korallrev og arktiske økosystemer (middels konfidens). Risikoen øker uforholdsmessig mye dersom temperaturen øker mellom 1–2 °C og blir høy med en endring over 3 °C, på grunn av potensialet for en stor og irreversibel havnivåstigning på grunn av tap av iskapper. For varig oppvarming større enn en viss terskelverdi vil et tilnærmet fullstendig tap av Grønlandsisen skje over et årtusen eller mer. Dette vil føre til at det globale gjennomsnittlige havnivået stiger med opptil 7 m.[101]

Alle temperaturer i punktene over er relatert til endring av global gjennomsnittstemperatur i forhold til årene 1986–2005 (omtalt som «nylig»).[101]

Noen konkurrerende hypoteser til menneskeskapt økt drivhuseffekt[rediger | rediger kilde]

Galaktisk kosmisk stråling[rediger | rediger kilde]

Solens magnetfelt påvirker jorden, og dette får betydning for mengden galaktisk kosmisk stråling som kommer inn mot jorden. Magnetfeltet til solen er variabel, dette kan over tid påvirke den mengden partikkelstråling atmosfæren mottar fra verdensrommet. Spesielt har den danske astrofysikeren Henrik Svensmark (1958–) har vært opptatt av hvordan dette eventuelt kan påvirke skydannelsen. Mekanismen i hans teori er at dannelse av små partikler virker som kondensasjonskjerner, som i sin tur skaper dråper og dermed formasjon av lave skyer. Et sterkt magnetfelt (ved økt solaktivitet) vil da i følge hypotesen gi færre lave skyer (mindre total utstråling) og et positivt strålingspådriv, som igjen gir oppvarming av jorden.[102]

Et problem med Svensmarks hypotese er hvordan de små partiklene forårsaket av kosmisk stråling skal gi økt skydannelse. Etablert teori tilsier at det er større partikler som står bak dråpedannelsen i skyer. Imidlertid har laboratorieforsøk vist at kompliserte prosesser virkelig kan danne partikler store nok til å danne dråper i skyer. Selv om dette skulle vise seg å være mulig også i atmosfæren, eksisterer fremdeles alle de andre pådrivene for dagens globale oppvarming. Disse er vurdert til å være mye mer dominerende.[102]

Skal kosmisk stråling og solmagnetisme forklare den globale oppvarmingen, må en kunne påvise at solaktiviteten har økt de senere årene. Dette er det imidlertid uenighet om har funnet sted over lengre tid, selv om Svensmark har funnet en korrelasjon mellom solmagnetisme, kosmisk stråling og skyer i årene 1984–1994. Den norske klimaforskeren Rasmus Benestad (1968–) påpeker at om global oppvarming skjer på grunn av mindre refleksjon av solenergi, skulle det forventes større temperaturstigning om dagen enn om natten. Imidlertid viser observasjonene økt temperaturer om natten.[102]

Flere andre forskere har studert trender for solaktivitet og kosmisk stråling, for å undersøke om dette kan forklare den observerte globale oppvarmingen. Klimaforskerne Mike Lockwood (1954–) og Claus Fröhlich, fra henholdsvis Storbritannia og Sveits, oppsummerte dette slik i 2007: «Våre resultat viser at den observerte hurtige økningen i global middeltemperatur etter 1985 ikke kan tilskrives solar aktivitet samme hva slags mekanisme som inngår og samme hvor mye solarvariasjon blir forsterket». Allikevel mener de at dette kan være meget interessant om slike mekanismer eksisterer. Spesielt fordi det kan forklare tidligere tiders klimaendringer.[102]

Ultrafiolett stråling[rediger | rediger kilde]

Ultrafiolett stråling sendes ut fra solen og er vesentlig i prosessen for dannelse og endring av ozon i stratosfæren. Det meste av energien i den ultrafiolette strålingen absorberes i ozonlaget. Det er kjent at ultrafiolett stråling varierer med solens sykluser, noe som igjen endrer konsentrasjonen av O3, temperaturen og sirkulasjonene i stratosfæren. 50 km opp i atmosfæren kan dette gi en endring på 1 °C globalt.[103]

Det meste av atmosfærens masse befinner seg i troposfæren, i laget under stratosfæren. Klimaforskere vil da se etter en påvirkning fra endringer av sirkulasjoner i stratosfæren til troposfæren. Målinger har vist at uvanlige sirkulasjoner i stratosfæren kan påvirke troposfæren. Hvordan dette skal kunne bre seg nedover i troposfæren og påvirke strømningene der, er noe det bare foreligger hypoteser for. Med ultrafiolett stråling, som med kosmisk stråling, gjelder det at en påvirkning ikke kan utelukkes, men at det uansett kommer i tillegg til andre strålingspådriv.[104]

Se også[rediger | rediger kilde]

Noter[rediger | rediger kilde]

Type numrering
  1. ^ Usikkerhetsintervall 0,65 til 1,06 °C med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.
  2. ^ Usikkerhetsintervall 0,49 til 0,89 °C med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ a b c d e f g h i j Weart, Spencer R. (februar 2019). «Introduction: A Hyperlinked History of Climate Change Science». American Institute of Physics. Besøkt 5. mai 2019. 
  2. ^ Weart, Spencer R. (februar 2019). «Simple Models of Climate Change». American Institute of Physics. Besøkt 5. mai 2019. 
  3. ^ Rodhe, H., Charlson, R., & Crawford, E. (1997). «Svante Arrhenius and the greenhouse effect». Ambio. 26 (1): 2–5. 
  4. ^ Ramanathan, V., & Vogelmann, A. M. (1997). «Greenhouse effect, atmospheric solar absorption and the Earth's radiation budget: From the Arrhenius-Langley era to the 1990s». Ambio. 26 (1): 38–46. doi:10.1080/14786440208636602. 
  5. ^ Houghton 2009, s. 23
  6. ^ Charney, Jule Gregory m.fl. (1979). «Carbon dioxide and climate: A scientific assessment». National Academy of Sciences https://www.nap.edu/catalog/12181/carbon-dioxide-and-climate-a-scientific-assessment. 
  7. ^ Shabecoff, Philip, Special To The New York (24. juni 1988). «Global Warming Has Begun, Expert Tells Senate». The New York Times (engelsk). ISSN 0362-4331. Besøkt 5. mai 2019. 
  8. ^ C.P. McKay, J.B. Pollack, and R. Courtin (6. september 1991). «Titan: Greenhouse and Anti-greenhouse Effects on Titan». Science. 253 (5024): 1118–21. PMID 11538492. doi:10.1126/science.11538492. 
  9. ^ drivhuseffekten i Store norske leksikon
  10. ^ a b Grønås 2011, s. 52
  11. ^ a b c Grønås 2011, s. 53
  12. ^ a b c d Grønås 2011, s. 55
  13. ^ Houghton 2009, s. 23–25
  14. ^ a b c Houghton 2009, s. 22
  15. ^ a b Grønås 2011, s. 54
  16. ^ a b c d e Grønås 2011, s. 56
  17. ^ Wallace og Hobbs 2006, s. 119
  18. ^ Hartmann 1994, s. 25
  19. ^ Barry og Chorley 2003, s. 34–37
  20. ^ Grønås 2011, s. 41–42
  21. ^ a b Grønås 2011, s. 42
  22. ^ Hartmann 1994, s. 26
  23. ^ Grønås 2011, s. 48
  24. ^ a b Grønås 2011, s. 43
  25. ^ a b c Hartmann 1994, s. 34
  26. ^ Houghton 2009, s. 19
  27. ^ Hartmann 1994, s. 38
  28. ^ a b Grønås 2011, s. 55−56
  29. ^ a b Stordal 1993, s. 18
  30. ^ a b Stordal 1993, s. 15
  31. ^ a b Stordal 1993, s. 17–18
  32. ^ Drivhuseffekten i Store norske leksikon
  33. ^ Grønås 2011, s. 257
  34. ^ a b Barry og Chorley 2003, s. 51
  35. ^ a b Stordal & 1993 p94
  36. ^ Wallace og Hobbs 2006, s. 7
  37. ^ a b Barry og Chorley 2003, s. 37–38
  38. ^ Grønås 2011, s. 51
  39. ^ a b c d e f Grønås 2011, s. 58
  40. ^ Wallace og Hobbs 2006, s. 419–422
  41. ^ Hartmann 1994, s. 29
  42. ^ Hartmann 1994, s. 28
  43. ^ Wuebbles, Donald J., m.fl., red. (2017). Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. s. 74. doi:10.7930/J0J964J6. 
  44. ^ a b Grønås 2011, s. 59
  45. ^ Houghton 2009, s. 25
  46. ^ Houghton 2009, s. 27
  47. ^ a b c d e f g Wallace og Hobbs 2006, s. 121–122
  48. ^ Rose, Brian E. J. (2015). «Lecture 6: Elementary greenhouse models». University at Albany. Besøkt 10. mai 2019. 
  49. ^ a b c d e f Grønås 2011, s. 61
  50. ^ Barry og Chorley 2003, s. 356–357
  51. ^ Grønås 2011, s. 217–223
  52. ^ a b Barry og Chorley 2003, s. 356
  53. ^ «Australian Climate Influences: El Niño». Australian Bureau of Meteorology. Besøkt 4. april 2016. 
  54. ^ a b «What is the El Niño–Southern Oscillation (ENSO) in a nutshell?». 5. mai 2014. Arkivert fra originalen 10. april 2016. 
  55. ^ «What is El Niño and what might it mean for Australia?». Australian Bureau of Meteorology. Arkivert fra originalen 10. april 2016. Besøkt 10. april 2016. 
  56. ^ «Climate Forcing». The Open Source Systems Foundation. Besøkt 25. januar 2019. 
  57. ^ Stordal 1993, s. 96-97
  58. ^ Stordal 1993, s. 96–97
  59. ^ «Carbon dioxide passes symbolic mark». BBC. 10. mai 2013. Besøkt 27. mai 2013. 
  60. ^ Pilita Clark (10. mai 2013). «CO2 at highest level for millions of years». Financial Times. Besøkt 27. mai 2013. 
  61. ^ «Climate scientists discuss future of their field». 7. juli 2015. 
  62. ^ Buis, Alan; Ramsayer, Kate; Rasmussen, Carol (12. november 2015). «A Breathing Planet, Off Balance». NASA. Besøkt 13. november 2015. 
  63. ^ Grønås 2011, s. 45
  64. ^ Barry og Chorley 2003, s. 10
  65. ^ a b Grønås 2011, s. 259–261
  66. ^ a b Solomon, S m.fl. (2007). «Summary for Policymakers». Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Cambridge University Pres. 
  67. ^ Stordal 1993, s. 96
  68. ^ Wuebbles, Donald J, m.fl., red. (2017). Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. s. 87. doi:10.7930/J0J964J6. 
  69. ^ Grønås 2011, s. 305–306
  70. ^ a b c Stordal 1993, s. 97–99
  71. ^ Grønås 2011, s. 61–62
  72. ^ Grønås 2011, s. 62
  73. ^ Soden, B. J.; Held, I. M. (2006). «An Assessment of Climate Feedbacks in Coupled Ocean–Atmosphere Models». Journal of Climate. 19 (14): 3354. Bibcode:2006JCli...19.3354S. doi:10.1175/JCLI3799.1. 
  74. ^ Wallace og Hobbs 2006, s. 447
  75. ^ a b Houghton 2009, s. 110–111
  76. ^ a b c Houghton 2009, s. 111–114
  77. ^ Hartmann 1994, s. 8
  78. ^ Stocker 2014, s. 128
  79. ^ Archer, David (2005). «Fate of fossil fuel CO2 in geologic time» (PDF). Journal of Geophysical Research. 110: C09S05. Bibcode:2005JGRC..11009S05A. doi:10.1029/2004JC002625. 
  80. ^ Jansen, Malte F. (2016). «Glacial ocean circulation and stratification explained by reduced atmospheric temperature». Grantham Institute Briefing paper. 114 (1): 45–50. doi:10.1073/pnas.1610438113. 
  81. ^ C. Heinze, S. Meyer, N. Goris, L. Anderson, R. Steinfeldt, N. Chang, C. Le Quéré, og D. C. E. Bakker (2015). «The ocean carbon sink – impacts, vulnerabilities and challenges». Earth System Dynamics. 6: 327–358. doi:10.5194/esd-6-327-2015. 
  82. ^ Grønås 2011, s. 284–286
  83. ^ Barry og Chorley 2003, s. 359
  84. ^ Knutti, Reto og Rugenstein, Maria A. A. (2015). «Feedbacks, climate sensitivity and the limits of linear models» (PDF). Phil.Trans Royalsociety. 373 (20150146). doi:10.1098/rsta.2015.0146. 
  85. ^ Elmar Kriegler, Jim W. Hall, Hermann Held, Richard Dawson und Hans Joachim Schellnhuber. Imprecise probability assessment of tipping points in the climate system. 
  86. ^ Kaspar Mossman (2008). «Profile of Hans Joachim Schellnhuber». PNAS. 105 (6): 1783–1785. doi:10.1073/pnas.0800554105. 
  87. ^ «New Hot Papers: Timothy M. Lenton & Hans Joachim Schellnhuber» (Interview). ScienceWatch.com. Besøkt 15. februar 2014. 
  88. ^ Joel B. Smith, Hans Joachim Schellnhuber, M. Monirul Qader Mirza. Vulnerability to Climate Change and Reasons for Concern: A Synthesis. Cambridge University Press. «Report» 
  89. ^ «Kippelemente bleiben „heißes“ Thema». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Besøkt 6. januar 2014. 
  90. ^ «Tipping elements in the Earth's climate system». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Besøkt 25. februar 2019. 
  91. ^ «Tipping Elements - the Achilles Heels of the Earth System». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Besøkt 24. februar 2019. 
  92. ^ Stocker 2014, s. 1116
  93. ^ Archer, D (2007). «Methane hydrate stability and anthropogenic climate change». Biogeosciences Discuss. 4: 993–1057. doi:10.5194/bgd-4-993-2007. 
  94. ^ Connor, Steve (23. september 2008). «Exclusive: The methane time bomb». The Independent. Besøkt 5. mars 2019. 
  95. ^ Connor, Steve (25. september 2008). «Hundreds of methane 'plumes' discovered». The Independent. Besøkt 5. mars 2019. 
  96. ^ «Methane release on the Arctic East Siberian shelf» (PDF). Geophysical Research Abstracts. 9: 01071. 2007. 
  97. ^ Stocker 2014, s. 508
  98. ^ David Wallace-Wells (13. juli 2017). «‘Personally, I Would Rate the Likelihood of Staying Under Two Degrees of Warming As Under 10 Percent’: Michael Oppenheimer on the ‘Unknown Unknowns’ of Climate Change». Daily Intelligencer – New York Media. Besøkt 29. juli 2017. 
  99. ^ Rajendra K. Pachauri (2014). R.K. Pachauri og L.A. Meyer, red. Climate Change 2014 – Synthesis Report Contribution of Working Groups I, II and III to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (engelsk). Geneva, Switzerland,: Intergovernmental Panel on Climate Change. s. 2–4 og 40. 
  100. ^ Houghton 2009, s. 13–14
  101. ^ a b c d e f g Field, Christopher B., m.fl. (2014). Technical summary. In: Climate Change 2014: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. Part A: Global and Sectoral Aspects. Contribution of Working Group II to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF) (engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change. 
  102. ^ a b c d Grønås 2011, s. 238–244
  103. ^ Grønås 2011, s. 237–248
  104. ^ Grønås 2011, s. 243–244

Litteratur[rediger | rediger kilde]

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]