Klimafølsomhet

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til navigering Hopp til søk
Klimafølsomhet dreier seg om forholdet mellom global temperaturendring og atomsfærens innhold av klimagasser som karbondioksid vist med den sorte kurven. Konsentrasjonen av klimagasser har betyding for jordens strålingsbalanse som bestemmer dens temperatur og klima.

Klimafølsomhet beskriver den global temperaturen ved likevekt som oppstår i atmosfæren etter en endring av strålingspådrivet. En økning av klimagasser endrer strålingspådrivet noe som har betydning for jordens klima, for eksempel gjennomsnittlig temperatur. Varmeinnholdet ved jordens overflate bestemmes av energibalansen mellom styrken av strålingen fra solen og (den usynlige) varmeutstrålingen fra jorden tilbake til verdensrommet, kjent som drivhuseffekten. En ubalanse fører til oppvarming eller nedkjøling, mens balanse gir stabil temperatur. Noen faktorer som gir ubalanse er endringer i styrken av solstråling, skyer i atmosfæren, konsentrasjon av partikler og klimagasser. Ved en ubalanse, for eksempel økt konsentrasjon av klimagasser, vil temperaturen stige helt til en ny energibalansen er opprettet. Det flere etablerte definisjoner av klimafølsomhet.

Størrelsen er sentral i for å forstå global oppvarming, både dagens tilstand og fremtidig temperaturøkning. Klimafølsomheten er avhengig av den opprinnelige klimatilstanden, som kan utledes nøyaktig fra presise paleoklimatologiske data. Langsomme tilbakekoblinger, spesielt endringer av utbredelsen til iskapper og innhold av atmosfærisk karbondioksid (CO2), forsterker det totale klimasystemets følsomhet med en størrelse som avhenger av tidsskalaen som vurderes.

Det er utviklet avanserte simuleringsmodeller for å beregne jordens klimafølsomhet. Disse tar hensyn til en svært stor mengde parametre og sammenhenger mellom disse. Spesielt er det utfordrende å lage modeller for skydannelse, da skyer og vanndamp i atmosfæren har spesielt stor betydning for jordens klima, men er vanskelige å modellere. Også langtidsvirkninger av redusert utbredelse av is og snø i Arktisk og Antarktisk er eksempel på usikkerhetsfaktorer, fordi mye is reflekterer sollys mens reduksjon fører til absorpsjon og oppvarming. Imidlertid er det også gjort en rekke andre tilnærmelser for å beregne jordens klimafølsomhet ut fra observasjoner og enkle regnestykker. En annen tilnærming er å teste om klimamodellene kan etterligne historiske klimaendringer, for eksempel de siste års endringer eller utviklingen mange tusen år tilbake.

Historie[rediger | rediger kilde]

Svante Arrhenius holdes for å være den første som gjorde beregninger som viste at økt atmosfærisk konsentrasjon av karbondioksid vil øke jordens temperatur. Han er ansees å være mannen bak et begrepet om klimafølsomhet.

Konseptet klimafølsomhet er tillagt den svenske kjemikeren Svante Arrhenius,[1][2][3][4] og hans arbeid i 1896 gir et estimat for hvor stor denne er: «temperaturen i de arktiske områdene vil stige rundt 8 eller 9 grader Celsius hvis karbondioksiden økter med 2,5 til 3 ganger dens nåverdi».[5]

Klimafølsomhet evalueres ofte i forhold til endringen i likevektstemperatur på grunn av strålingspådriv på grunn av drivhuseffekten. Ifølge Arrhenius er strålingspådrivet (og dermed temperaturendringen) proporsjonal med logaritmen av konsentrasjonen av gasser i atmosfæren som absorberer infrarød stråling, dermed fås formelen:[6]

der C0 er konsentrasjonen av CO2 i begynnelsen av perioden som studeres, C er konsentrasjonen av CO2ved slutten av perioden og ln er den naturlige logaritmen. ΔF er endring av jordens stålingspådriv målt som W/m2 (Watt per kvadratmeter).[6] Omfattende målinger har funnet at konstanten for CO2 er 5,35 (± 10 %) for jordens atmosfære.[7]

Likevekt og transient klimafølsomhet[rediger | rediger kilde]

Utbredelse av havis i Arktis har blitt betydelig redusert de siste tiårene. Iskappene på Nord- og Sørpolen reflekterer innstrålt sollys mye sterkere enn åpent hav, en effekt kjent som albedo. Ved en reduksjon av disse og andre snøflater på jorden endres sakte strålingspådrivet og forsterker den opprinnelige effekten av økt konsentrasjon av klimagasser. Dermed er dette en kompliserende faktor for å bestemme klimafølsomheten.

Forskjellige former for klimafølsomhet[rediger | rediger kilde]

Klimafølsomhet er den global temperaturforandringen som gir likevekt som respons på endring av strålingspådrivet.[8] Klimafølsomheten er avhengig av den opprinnelige klimatilstand, men kan potensielt utledes nøyaktig fra presise paleoklimatologiske data. Langsomme tilbakekoblinger i klimasystemet, spesielt endringer av størrelsen av iskapper og innhold av atmosfærisk CO2, forsterker det totale klimasystemets følsomhet med en størrelse som avhenger av tidsskalaen som vurderes.[9]

Likevektsklimafølsomhet[a] (ECS) er en referanse til likevektsendringen i global gjennomsnittlig lufttemperatur ved jordens overflate som skyldes en fordobling av atmosfærisk (ekvivalent) karbondioksidkonsentrasjon (ΔTx2). Som er estimert av IPCCs femte hovedrapport «er det 'høy sannsynlighet' for at ECS er 'ekstremt usannsynlig' mindre enn 1 °C og 'middels sannsynlighet' for at ECS er sannsynlig mellom 1,5 °C og 4,5 °C og svært usannsynligstørre enn 6 °C».[10] Dette er en endring fra IPCCs fjerde hovedrapport, som sa at den var «sannsynlig å ligge i området 2 til 4,5 °C med et best estimat på omtrent 3 °C, og at den er svært lite sannsynlig å være mindre enn 1,5 °C. Verdier som er vesentlig høyere enn 4,5 °C kan ikke utelukkes, men sammenhengen mellom modeller med observasjoner er ikke så bra for disse verdiene».[11] IPCCs tredje hovedrapport sa at den var «sannsynlig å være i området fra 1,5 til 4,5 °C».[12]

En størrelse som er enklere å beregne er den såkalte transiente klimaresponsen[b] (TCR) som er definert som gjennomsnittlig temperaturrespons over en tjueårsperiode sentrert om dobling av CO2 i en transient simulering med økning av CO2 med 1 % per år.[13] Transientresponsen er lavere enn likevektsfølsomheten på grunn av «tregheten» for oppvarming av vannmassene i verdenshavene (høy varmekapasitet).

Over en tidsskala på 50-100 år vil klimaresponsen på grunn av endret pådriv sannsynligvis være i kategorien transient klimafølsomhet, mens for å vurdere klimastabilisering på lang sikt er likevektsklimafølsomhet mer nyttig.

Et estimat for likevektsklimafølsomhet kan gjøres ved å kombinere den transiente klimafølsomhet med de kjente egenskapene til havet og overflatevarmefluks. Dette er effektiv klimafølsomhet[c], som «kan variere med tidligere pådrag og klimatilstand».[14][15]

Et mindre vanlig konsept, jordsystemets klimafølsomhet[d], inkluderer effektene av langsommere tilbakekoblinger, for eksempel endringen i albedo på grunn av smeltingen de store iskappene som dekket mye av den nordlige halvkule under siste istids maksimum. Disse ekstra tilbakekoblingene gjør jordsystemets klimafølsomhet større enn likevektsklimafølsomhet. Muligens blir den da dobbelt så stor, men det betyr også at den muligens ikke gjelder for dagens forhold.[16]

Klimafølsomhet som parameter eller som kompleks sammenheng[rediger | rediger kilde]

Selv om klimafølsomhet vanligvis brukes i forbindelse med strålingspådraget gitt av karbondioksid (CO2), regnes det som en generell egenskap for klimasystemet: En endring i overflatetemperatur (ΔTs) etter en enhetsendring i strålingspådraget uttrykkes den således med enheten °C/(W/m2), (ofte skrevet °C (Wm-2)-1 eller K (Wm-2)-1). For at dette skal være nyttig må parameteren være uavhengig av naturen til pådrivet (for eksempel fra klimagasser eller solvariasjon). Klimafølsomheten spesielt på grunn av CO2 blir ofte uttrykt som temperaturendringen i °C ved en fordobling av konsentrasjonen av karbondioksid i jordens atmosfære.

For sammenkoblede globale klimamodeller som tar med koblinger som den mellom atmosfæren og hav, er klimafølsomheten en emergensegenskap: Det er ikke en modellparameter, men snarere et resultat av en kombinasjon av modellens fysikk og parametere. Dette i motsetning til enklere energibalansemodeller som har klimafølsomhet som en eksplisitt parameter.[17] Matematisk uttrykkes dette slik:[18]

der λ er klimafølsomheten, ΔTs er endringer i global overflatetemperatur og ΔF er endring i globalt strålingspådriv.

Strålingspådriv på grunn av dobling av CO2[rediger | rediger kilde]

Jordens energibudsjett vist skjematisk. Drivhuseffekten har sammenheng med tilbakestråling av infrarød lys som gir det klima som er livsviktig for livet på jorden.

Klimafølsomhet for CO2 har en direkte komponent på grunn av strålingspårdivet gitt av CO2, og ytterligere bidrag som kommer fra tilbakekoblinger, som er både positive og negative. «Uten tilbakekoblinger vil en dobling av CO2 (som utgjør et pådrag på 3,7 W/m2) resultere i en global oppvarming på 1 °C , noe som er lett å beregne og er ubestridte. Den gjenværende usikkerheten skyldes helt og holdent tilbakekoblinger i systemet, nemlig tilbakekobling på grunn av vanndamp, albedo, skykoblingsprosess og tilbakekoblingenes responstid», summen av disse tilbakemeldingene fører til en verdi av følsomheten for CO2-fordobling på rundt 3 °C ± 1,5 °C, som tilsvarer en verdi av λ, fra formelen over, på 0,8 K/(W/m2).[19]

I en rapporten fra NAS fra 1979,[20] ble effekten av en fordobling av konsentrasjonen av CO2 anslått til å være 4 W/m2, som beregnet for eksempel av klimaforskeren Veerabhadran Ramanathan.[21] I 2001 bestemte IPCC en revidert verdi på 3,7 W/m2 , forskjellen tilskrives en «stratosfærisk temperaturjustering».[22] En sammenlikning av konstanter for atmosfærisk strålingsoverføring[e] (Collins 2006)[23] viste uoverensstemmelser mellom klimamodeller og mellom klimamodeller og mer eksakte konstanter for atmosfærisk strålingsoverføring for strålingspådriv som tilskrives fordoblet CO2 selv i skyfri himmel. Formodentlig vil forskjellene være enda større hvis pådrivet ble evaluert i nærvær av skyer på grunn av forskjellig behandling av skyer i forskjellige modeller. Forskjellen i pådrivet ved en dobling av CO2 i ulike klimamodeller bidrar til forskjeller i tilsynelatende sensitiviteter i modellene, selv om denne effekten er antatt å være liten i forhold til de egentlige forskjellene i følsomhetene til modellene selv.[24]

Konsensusestimater[rediger | rediger kilde]

De første klimamodellene for å beregne klimafølsomhet[rediger | rediger kilde]

James Hansen er en av de mest kjente klimaforskere, blant annet fordi han advarte mot global oppvarming allerede i 1980-årene.

En komité for menneskeskapt global oppvarming satt sammen i 1979 av USAs National Academy of Sciences ledet av meteorologen Jule Gregory Charney[20] estimerte klimafølsomheten til å være 3 °C ± 1,5 °C. Bare to sett med modeller var tilgjengelige. En av modellene laget av klimaforskeren Syukuro Manabe viste en klimafølsomhet på 2 °C, og den andre etablert av klimaforskeren James Hansen viste en følsomhet på 4 °C. «Ifølge Manabe valgte Charney 0,5 °C som en ikke urimelig feilmargin, subtraheret den fra Manabes tall og tilføyet den til Hansens. Således oppstod intervallet 1,5 °C til 4,5 °C som den sannsynlige klimafølsomhet som senere har dukket opp i alle vurderinger av drivhuseffekten siden den gang...»[25]

Kapittel 4 i den såkalte Charney-rapporten skrevet av Charney sammenligner modellens prediksjoner: «Vi konkluderer med at prognosene...i utgangspunktet er konsistente og gjensidig støttende. Forskjellene i modellresultater er relativt små og kan tilskrives forskjeller i modellegenskaper og forenkling av antagelser.»[20]

I 2008 skrev klimatologen Stefan Rahmstorf om Charney-rapportens opprinnelige intervall for usikkerhet: «På den tiden var dette intervallet satt på usikker grunn. Siden da har mange velfungerende modeller blitt utviklet av en rekke sentre for klimaforskning rundt om i verden. Nåværende toppmoderne klimamodeller spenner fra 2,6-4,1 °C, der de fleste ligger rundt 3 °C».[19]

FNs klimapanel[rediger | rediger kilde]

IPCCs første hovedrapport fra 1990 anslo at likevektsklimafølsomhet for dobling av CO2 lå mellom 1,5 og 4,5 °C, med et «beste anslag i lys av dagens kunnskap» på 2,5 °C.[26] De brukte modeller med sterkt forenklede representasjoner av havdynamikken. IPCCs tilleggsrapport fra 1992 brukte en global klimamodell med havets dynamikk inkludert, men så allikevel «ingen tvingende grunn til å legitimere en endring» fra dette estimatet,[27] og IPCCs andre hovedrapport fant at «ingen sterke grunner har kommet for å forandre» disse estimatene,[28] mye på grunn av usikkerheten tilskrevet prosesser rundt skyer. Som nevnt beholdt IPCCs tredje hovedrapport utsagnet om at det sannsynlige området ligger mellom 1,5 til 4,5 °C.[12]

Forfatterne av IPCCs fjerde hovedrapport[29] sa i en kommentar at tilliten til estimater for likevektsklimafølsomhet hadde økt vesentlig siden deres tredje hovedrapport. Den fjerde hovedrapport var basert på en kombinasjon av flere uavhengige bevistyper, inkludert observerte klimaendringer og styrken av kjente tilbakekoblingsmekanismer simulert i en generell sirkulasjonsmodell.[30] Deltagerne i klimapanelet konkluderte med at den globale gjennomsnittlige likevektsoppvarming for fordobling av CO2 (til en konsentrasjon på 560 ppm) eller likevektsklimafølsomhet, er mest sannsynlig større enn 1,5 °C og vil sannsynligvis ligge i området 2 til 4,5 °C, med en sannsynlig verdi på cirka 3 °C. Grunnleggende fysiske årsaker så vel som databegrensninger, gjør at kilmapanelet ikke utelukker en klimafølsomhet høyere enn 4,5 °C. Imidlertid er samsvar for slike verdier med observasjoner og klimaproxy generelt dårligere, sammenlignet med verdiene mellom 2 til 4,5 °C.[30]

Klimapanelets tredje hovedrapport brukte ordet «sannsynlig» i en kvalitativ forstand for å beskrive sannsynligheten for at 1,5 til 4,5 °C er riktig.[29] Den fjerde hovedrapporten kvantifiserer imidlertid det sannsynlige spekteret av klimafølsomhetsestimater:[31] 2-4,5 °C er «sannsynlig», det vil si større enn 66 % sannsynlighet for å være korrekt. Mindre enn 1,5 °C er «svært usannsynlig», det vil si mindre enn 10 % sannsynlighet.

IPCC femte hovedrapport fastholder at likevektsklimafølsomhet er sannsynlig i området 1,5 til 4,5 °C (høy sannsynlighet), den er ekstremt usannsynlig mindre enn 1 °C (høy sannsynlighet), og svært lite sannsynlig større enn 6 °C (middels sannsynlighet). Den er basert på Bayesian-sannsynlighetsfordeling, selv om de er basert på en ekspertvurdering av tilgjengelig bevis,[31][32] er alle bayesianske prosedyrer basert på en beslutningsregel.[33]

Beregninger av klimafølsomhet[rediger | rediger kilde]

Frekvensfordeling av klimafølsomhet, basert på modellsimuleringer. Noen av simuleringene resulterer i mindre enn en temperaturøkning på 2 °C, som er nær den lave enden av anslagene fra FNs klimapanel (IPCC). Enkelte simuleringer gir en signifikant økning på mer enn 4 °C, noe som ligger ved den høye delen av estimatene til IPCC. Dette mønsteret (i statistikken kalt en «høyre-skjev distribusjon») antyder at dersom karbondioksidkonsentrasjonen dobles, er sannsynligheten for svært store temperaturøkninger større enn sannsynligheten for svært små økninger.[34]

Avhengig av metoden for bestemmelse oppstår forskjellige verdier for klimafølsomheten. I 2005 kunne det bekreftes via målinger at jorden opptar 0,85 W/m mer energi enn det stråler ut i verdensrommet.[35][36] I en målerekke over 8 år er det observert en økning i langbølget atmosfærisk tilbakestråling på grunn av menneskeskapt drivhuseffekt.[37] Der de aller fleste av de målte ytterligere strålingspådriv var forventet å være positive på grunn av tilbakekobling på grunn av skyer og vanndamp. Imidlertid er slike målinger ikke egnet for å beregne klimafølsomhet, siden mange tilbakekoblinger som virker i klimasystemet blir ignorert. Ulike metoder brukes til å redusere usikkerhetene i bestemmelsen av klimafølsomhet, og avsnittene under forklarer noen av disse.

Med økende temperatur vil innholdet av vanndamp som maksimalt kan finnes i atmosfæren øke. Denne såkalte vanndamptilbakekoblingen er den sterkeste av positive tilbakekoblinger i det globale klimasystemet.

Eksempelberegning ved bruk av måledata siden industrialiseringen[rediger | rediger kilde]

Rahmstorf gir i boken Global warming – Looking Beyond Kyoto et enkelt eksempel på hvordan klimafølsomhet kan estimeres empirisk. Innledende premiss er at den globale temperaturforhøyelsen siden begynnelsen av industrialiseringen er rundt 0,8 °C, og økt strålingspådriv på grunn av CO2 og andre klimagasser som er utsluppet siden industrialiseringen er rundt 2,6 W/m2. Uten noen tilbakekoblinger vil en dobling av konsentrasjonen av CO2 i atmosfæren føre til et strålingspådriv på 3,7 W/m2 og gi en global oppvarming på 1 °C. Hvor mye oppvarming som i virkeligheten vil oppstå er knyttet til tilbakekoblinger på grunn av økt vanndamp i atmosfæren, skydannelse, endring av albedo på grunn av reduserte iskapper og adiabatisk temperaturendring (lapserate). Dette er mer usikre faktorer. Om en så ser på klimafølsomheten for oppvarmingen gjennom 1900-tallet, så var temperaturøkningen altså 0,8 °C. Men strålingspådrivet 2,6 W/m2 tar ikke med oppvarming av verdenshavene, som er på 0,6 W/m2. Denne oppvarmingen bidrar med en nettoendringen av varmebalansen slik at denne blir redusert til 2,0 W/m2. Klimafølsomheten blir da: 0,8 °C ·(3,7 W/m2) / (2,0 W/m2) = 1,5 °C.[19]

Aerosoler i atomsfæren spiller også inn og en ytterligere justering av klimafølsomheten kan gjøres på grunn av dette bidraget. Strålingspådrivet på grunn av aerosoler kan beregnes på bakgrunn av saltelittmålinger. Selv om disse målingene gir forskjellige tall kan bidraget grovt settes til 1,0 W/m2 for den gjennomsnittlige globale effekten. Dette tallet trekkes fra nevneren, slik at regnestykket blir slik: 0,8 °C ·(3,7 W/m2) / (2,0 W/m2 - 1,0 W/m2) = 3,0 °C. Enda en faktor er økt intensitet for solstrålingen gjennom 1900-tallet, økningen er vurdert til å være 0,3 W/m2, og med denne økningen i nevneren blir formelen: 0,8 °C ·(3,7 W/m2) / (2,0 W/m2 - 1,0 W/m2 + 0,3 W/m2) = 2,3 °C. Dette tallet ligger innenfor klimapanelets intervall for klimafølsomhet.[19]

Beregning ved hjelp av måleprøver fra istiden[rediger | rediger kilde]

I 2008 skrev Farley artikkelen «The Scientific Case for Modern Anthropogenic Global Warming» som dreide seg om undersøkelser av temperaturendring og solstråling i perioden mellom istid og mellomistid. Temperaturendringen som kan finnes fra iskjerneprøver er på 5 °C, mens forandringen i solinnstrålingen er på 7,1 W/m2 . Den beregnede klimafølsomheten er derfor 5/7,1 = 0,7 K(W/m2)-1. Dette empirisk avledede tallet for klimafølsomheten kan brukes for å forutsi temperaturstigningen på grunn av et påtrykk på 4 %, som skyldes en fordobling av atmosfærisk CO2 fra nivået for industrialiseringen. Resultatet er en forventet temperaturøkning på 3 °C.[38]

Basert på analyse av usikkerhet i totalt strålingspåtrykk, i antarktisk kjøling, og i forholdet mellom global og antarktisk avkjøling under siste istids maksimum i forhold til nåtid, gir Ganopolski og Schneider von Deimling (2008) et intervall på 1,3 til 6,8 °C for klimafølsomhet bestemt av denne tilnærmingen.[39]

En lavere følsomhet ble beregnet i en artikkel av Schmittner (2011), hvor kombinasjon av temperaturkonstruksjoner fra siste istids maksimum med simulering av klimamodeller for å komme frem til en global oppvarming fra fordobling av atmosfærisk karbondioksid med en median på 2,3 °C og usikkerhet 1,7-2,6 °C (66 % sannsynlighet). Mindre enn de tidligere estimatene på 2 til 4,5 °C med 66 % sannsynlighetsintervall. Schmittner uttalte at deres «resultater innebærer mindre sannsynlighet for ekstreme klimaendringer enn tidligere antatt.» Deres arbeid antyder at klimafølsomhetene større enn 6 °C «ikke kan forenes med paleoklimatiske og geologiske bevis, og dermed kan dette gis tildeles nær null sannsynlighet.»[40][41]

Paleoklimatiske metoder[rediger | rediger kilde]

Ved hjelp av iskjerneprøver kan klimadata en million år tilbake i tiden registreres.

Flere paleoklimatologiske studier har forsøkt å bestemme klimasensitivitet de siste millioner år. En artikkel publisert i tidsskriftet Nature i 2007 undersøker klimasensitiviteten i løpet av de siste 420 millioner år. Den globale gjennomsnittstemperaturen og konsentrasjonen av klimagasser ble undersøkt i denne meget lange perioden med sterke svingninger. Strålinspådriv fra solen økte over disse årene, ved at solkonstanten økte med omtrent 4 %, noe som er en god forutsetning for en estimering av klimasensiviteten med liten feilmargin. Det klimaarkivet som iskjerneprøver gir går ikke mer enn en million år tilbake i tid, og plasseringen av jordens landmassene har gjennomgått betydelige endringer i løpet av denne tiden. Derfor vil mange klimaparametere som finnes ut fra slike prøver ha stor usikkerhet. Dette gir en relativt usikkerhet på 1,5 °C som den nedre grense og 6,2 °C som den øvre grenseverdien, samt 2,8 °C som det beste estimatet.[42]

I en rapport fra 2012 ble resultatene fra flere studier vurdert samlet, og disse hadde de siste 65 millioner år i fokus. Disse ga en anslått sannsynlighet på 95 % for at verdien for klimafølsomhet er et tall mellom 2,2 °C og 4,8 °C.[43]

Etter en paleoklimatisk analyse for de siste 784 000 år med åtte komplette sykluser av kalde og varme faser i den kvartær istid, kom forskerne av en undersøkelse fra 2016 til den konklusjon at klimafølsomheten i stor grad er temperaturavhengig. Følgelig er klimafølsomhet i løpet av en kald periode slik som Würm eller Weichsel på rundt 2 °C og øker under varme perioder som holocen omtrent til det dobbelte.[44]

Regresjonsanalyse[rediger | rediger kilde]

Med god kunnskap om alle faktorer som har innvirkning på klimaet, kan en forsøke å isolerer klimafølsomheten ved hjelp av regresjonsanalyse. I disse undersøkelsene blir istidssyklusene fra de siste hundretusen år undersøkt. På denne tiden fluktuerte konsentrasjonen av CO2 og temperaturene sterkt, mens andre parametere som har betydning for klimaet ikke var så forskjellige fra dagens situasjon. Iskjerner som er tatt ut på forskjellige steder på jorden, gir informasjon om rådende konsentrasjoner av klimagasser, aerosoler og nedbørsmengder, samt temperaturutviklingen i de siste millioner år.[45]

Følsomhet for solstrålingspådriv[rediger | rediger kilde]

Solar irradians er cirka 0,9 W/m2 kraftigere under solmaksimum enn under solminimum, disse variasjonene har å gjøre med syklusen for solens aktivitet. Analyser viser at dette korrelerer med en variasjon på ± 0,1 °C i målt gjennomsnittlig global temperatur mellom topp og minimum av den 11-årige solsyklusen.[46] Fra disse dataene (inkorporerer jordens albedo og det faktum at solabsorpsjonens tverrsnitt er 1/4 av jordens overflateareal), kommer en frem til at en oppnådd forbigående følsomhetsverdi på 0,69-0,97 °C/(W/m2). Dette ville korrespondere med en transient klimafølsomhet for dobling av karbondioksid på 2,5 til 3,6 ºC. Imidlertid er dette en forbigående respons på en 11-årig syklus. På grunn av systemets treghet anslås det at likevektsklimafølsomhet ville være omtrent 1,5 ganger så høyt, eller i intervallet 3,8 til 5,4 ºC.[47]

Klimamodeller[rediger | rediger kilde]

Kurve som viser målt gjennomsnittelig global temperatur gjennom 1900-tallet sammenlignet med modelerte verdier. I tillegg er det til høyre vist modelert temperatur ut fra pådriv skapt av drivhusgasser, solstråling, ozon og vulkansk aktivitet.

For å få kunnskap om hvordan fremtidig klima vil utvikle seg er klimamodeller det viktigste verktøyet som brukes. En klimamodell er et dataprogram bygget opp av matematiske likninger som beskriver hvordan jordens klimasystem fungerer. Disse beskriver blant annet atmosfærens temperatur, lufttrykk, vind, vanndamp, skyer og nedbør, og hvordan disse faktorene sammen responderer på energi fra solen og varmestråling fra jordoverflaten. Størst usikkerhet knyttes til skydannelse og -spredning, dette igjen har betydning for klimasystemets absorpsjon solens energi.[48][49]

Klimafølsomhet blir undersøkt i disse modellene, og dette har stor betydning for hvorfor modellene gir forskjellige prognoser for fremtidig klima. Det er utviklet mange klimamodeller for å håndtere dette, og spesielt knytter det seg usikkerhet til havets opptak av klimagasser, og interne tilbakekoblingsprosesser som demper eller forsterker strålingspådrivet. For å evaluere forskjellige modellers evne til å håndtere klimafølsomhet testes modellene på hvordan de reproduserer fortidens klima. Siste istids maksimum, klimaet gjennom 1900-tallet og siden 2000 blir brukt som referanser. En annen tilnærming er å studere viktige tilbakekoblingsprosesser som har betydning for klimafølsomheten.[50] Det at klimamodellene greier å simulere siste istids maksimum demonstrerer at de er istand til å reprodusere storskala mønstre som er svært forskjellige fra dagens klimatilstand.[51]

Fremdeles i klimapanelets femte hovedrapport fra 2013 blir skyer og skydannelse nevnt som en utfordring, og at dette forklarer den store spredningen som forskjellige klimamodeller gir for fremtidig klimaendringer. Det rapporteres også om fremgang innenfor denne forskningen.[51]

Jordsystemets klimafølsomhet[rediger | rediger kilde]

Smeltingen av store mengder is som finnes på Grønland eller i Antarktis, vil ta mange århundrer. Denne oppvarmingen vil kunne forsterkes, for eksempel på grunn av tilbakekoblinger ved endret areal dekket av is og endret albedo, slik at selv en fullstendig stans av utslipp av klimagasser, ikke dette kunne stoppe prosessen innenfor en slik tidsskala.[52] I tillegg fører klimaendringer til vegetasjonsendringer. Skog absorberer signifikant mer innfallende stråler i forhold til den forholdsvis lyse overflaten av tundra.

De aller mest avanserte klimamodellene i dag tar hensyn til forskjellige biokjemiske prosesser som blant annet karbonsyklusen, fosforsyklusen, endringer i ozonlaget, og tilbakekoblinger relatert til endret albedo på grunn av endret utbredelse av is. Disse kalles for jordsystemmodeller.[f][51]

Omtrent 40 % av den karbondioksid som har blitt sluppet ut i atmosfæren tas opp i verdenshavene (som karbonsyre) og i biosfæren.[19] Ettersom løseligheten av CO2 er temperaturavhengig i vann, vil oppvarming av havene redusere lagringsevnen for denne klimagassen. Modellstudier indikerer at biosfæren fra omtrent slutten av 2000-tallet vil gå fra å være et karbonsluk til en utslippskilde.[53] Fra analyser av iskjerner vet en at oppvarming tidligere har ført til en økning av konsentrasjonen av klimagasser med en viss tidsforsinkelse, og at oppvarmingen har blitt ytterligere forsterket.[54] Selv nøyaktig kunnskap om klimafølsomhet og utslipp av klimagass er ikke nok for estimering av fremtidig klimautvikling. I klimapanelets rapport fra 2007 ble denne forsterkningen tatt i betraktning i scenario A2 med én ekstra celsiusgrad temperaturstigning frem til år 2100.[55]

Jordens klimasensitivitet inkluderer også disse klimaresponsene. Hvis konsentrasjonen av CO2 blir doblet, er klimasensitiviteten i jordsystemet cirka 4-6 °C hvis tilbakekoblingene på grunn av albedo på grunn av iskappene og vegetasjon er inkludert. Den er enda høyere når tilbakekoblingene fra klimagasser også er tatt med i betraktning.[56][57][58] Hansen beregnet i 2013 at jordsystemet har en verdi for klimafølsomhet på 3-4 °C basert på et scenario med 550 ppm CO2 i atomsfæren.[9] M. Previdi beregnet i 2013 på grunnlag av klimasensitiviteten i jordsystemet omkring 4-6 °C uten hensyn til tilbakekoblinger relatert til klimagasser.[56]

Betydning for situasjonen i dag og i fremtiden[rediger | rediger kilde]

Fremtidig global temperaturutvikling ved klimagassutslipp i «Business as usual»-scenario, det vil si uten noen tiltak for å begrense klimagassutslipp, ved forskjellige klimafølsomheter.

CO2-konsentrasjonen i 2007 på rundt 380 ppm resulterte i et meneskeskapt strålingspådriv[g] på 2,6 W/m2 sammen med de andre klimagassene metan, dinitrogenoksid (N2O), klorfluorkarboner og svovelheksafluoride (SF6).[59] Dette strålingspådrivet skulle ha ført til en global oppvarming på 2 °C, når den forventede sannsynlige verdi for klimasensitivitet er på 3 °C. Imidlertid vil ikke oppvarming nå sitt maksimum før etter flere tiår, da klimaet reagerer svært tregt på grunn av den høye varmekapasiteten til vannmassene i verdenshavene.[60] Selv om konsentrasjonen av klimagasser skulle ha blitt frosset ved 2000-nivå, ville oppvarmningen ha fortsatt helt ut til slutten av århundret og gitt en global temperaturøkning på 0,6 °C.[55] Den global oppvarming frem til 2007 på 0,7 °C er bare halvparten til to tredjedeler av den globale oppvarmingen som forventes med den daværende CO2-konsentrasjonen.[45]

Ved en fullstendig stans av klimagassutslipp vil den atmosfæriske konsentrasjonen av CO2 reduseres av naturlige årsaker, men det vil ta flere århundrer. For å stoppe menneskeskapt oppvarming er derfor en stor reduksjon i klimagassutslippene ikke tilstrekkelig.[61]

Brenning av alt tilgjengelig fossilt brensel er estimert å føre til atmosfærisk CO2-konsentrasjon på omtrent 1500 ppm, noe som vil føre til at atmosfæren over kontinentene vil få en gjennomsnitelig temperatur på 20 °C og ved polene på 30 °C.[9] Men selv om utslippene i fremtiden skulle bli vesentlig redusert, vil de menneskeskapte glimagassene som allerede er sluppet ut gi oppvarmingsprosesser som vil vare i lang tid fremover. Studier anslår at på jorden i løpet av 23 000 til 165 000 år vil oppnå klimatiske forhold slik de var før den menneskelige påvirkningen av klimasystemet.[62][63]

Se også[rediger | rediger kilde]

Naturens tålegrense

Noter[rediger | rediger kilde]

Type numrering
  1. ^ Engelsk: Equilibrium climate sensitivity (ECS)
  2. ^ Engelsk: Transient climate response (TCR)
  3. ^ Engelsk: Effective climate sensitivity
  4. ^ Engelsk: Earth system sensitivity (ESS).
  5. ^ Engelsk: Atmospheric radiative transfer codes
  6. ^ Engelsk: Earth System Models
  7. ^ engelsk: Combined anthropogenic radiative forcing

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ Baum, Sr., Rudy M. (2016). «Future Calculations: The first climate change believer». Distillations. 2 (2). Besøkt 17. februar 2017. 
  2. ^ «On the Influence of Carbonic Acid in the Air Upon the Temperature of the Ground» (PDF). Philosophical Magazine and Journal of Science. 41 (5): 237–276. 1896. 
  3. ^ «On the Influence of Carbonic Acid in the Air Upon the Temperature of the Ground». Publications of the Astronomical Society of the Pacific. 9 (54): 14. 1897. Bibcode:1897PASP....9...14A. doi:10.1086/121158. 
  4. ^ Andronova, Natalia, Schlesinger, Michael, Dessai, Suraje, Hulme, Mike og Li, Bin. «The concept of climate sensitivity: history and development» (PDF). Mike Hulme. Besøkt 10. juni 2017. 
  5. ^ «Svante Arrhenius (1859–1927 )». NASA Goddard Space Flight Center. Besøkt 10. juni 2017. 
  6. ^ a b Walter, Martin E., "Earthquakes and Weatherquakes: Mathematics and Climate Change", Notices of the American Mathematical Society, Volume 57, Number 10, page 1278 (November 2010).
  7. ^ "NOAA Annual Greenhouse Gas Index, Spring 2016", NOAA Annual Greenhouse Gas Index, updated Spring 2016, NOAA Earth System Research Laboratory, Boulder, CO 80305, James H Butler and Stephen A Montzka
  8. ^ PALAEOSENS (2012). «Making sense of palaeoclimate sensitivity» (PDF). Nature. 491: 683–691. Bibcode:2012Natur.491..683P. doi:10.1038/nature11574. Abstract
  9. ^ a b c Hansen, James; m.fl. (September 2013). «Climate sensitivity, sea level and atmospheric carbon dioxide». Royal Society Publishing. 371: 20120294. Bibcode:2013RSPTA.37120294H. arXiv:1211.4846Åpent tilgjengelig. doi:10.1098/rsta.2012.0294. 
  10. ^ IPCC (2007). «2.3 Climate sensitivity and feedbacks». Climate Change 2007: Synthesis Report. Contribution of Working Groups I, II and III to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Geneva, Switzerland: Intergovernmental Panel on Climate Change. Besøkt 3. juli 2010. 
  11. ^ IPCC<! - None -> 
  12. ^ a b Albritton, D.L.; m.fl. (2001). «Technical Summary: F.3 Projections of Future Changes in Temperature». I Houghton J.T.; m.fl. Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press. Arkivert fra originalen 12. januar 2012. Besøkt 3. juli 2010. 
  13. ^ Randall, D.A.; m.fl. (2007). «8.6.2 Interpreting the Range of Climate Sensitivity Estimates Among General Circulation Models, In: Climate Models and Their Evaluation.». I Solomon, S. D.; m.fl. Climate Change 2007: Synthesis Report. Contribution of Working Groups I, II and III to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press. Besøkt 3. juli 2010. 
  14. ^ Prentice, I.C.; m.fl. (2001). «9.2.1 Climate Forcing and Climate Response, in chapter 9. Projections of Future Climate Change». I Houghton J.T.; m.fl. Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press. ISBN 9780521807678. Besøkt 3. juli 2010. 
  15. ^ Solomon, S. D.; m.fl., red. (2007). «Glossary A-D, Climate sensitivity». Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007. Cambridge University Press. Besøkt 5. oktober 2011. 
  16. ^ «Target CO2». RealClimate. April 2008. 
  17. ^ «On sensitivity: Part I». realclimate.org. Besøkt 12. juni 2016. 
  18. ^ «Working Group I: The Scientific Basis». FNs klimapanel. Besøkt 12. juni 2017. 
  19. ^ a b c d e Rahmstorf, Stefan (2008). Global Warming: Looking Beyond Kyoto (PDF). Brookings Institution Press. ISBN 978-0-8157-9714-2. 
  20. ^ a b c Ad Hoc Study Group on Carbon Dioxide and Climate (1979). «Carbon Dioxide and Climate: A Scientific Assessment» (PDF). National Academy of Sciences. Arkivert fra originalen (PDF) 25. juli 2008. 
  21. ^ «Increased Atmospheric CO2: Zonal and Seasonal Estimates of the Effect on Radiative Energy Balance and Surface Temperature» (PDF). Journal of Geophysical Research. 1979. 
  22. ^ O. Boucher; m.fl. (2001). «6.3.1 Carbon Dioxide in: Chapter 6 Radiative Forcing of Climate Change». I Houghton J.T.; m.fl. Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press. Besøkt 3. juli 2010. 
  23. ^ Collins, W.D.; m.fl. (2006). «Radiative forcing by well-mixed greenhouse gases: Estimates from climate models in the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) Fourth Assessment Report (AR4)». J. Geophys. Res. 111 (D14317): D14317. Bibcode:2006JGRD..11114317C. doi:10.1029/2005JD006713. Besøkt 3. juli 2010. 
  24. ^ Webb, M. J.; Senior, C. A.; Sexton, D. M. H.; Ingram, W. J.; Williams, K. D.; Ringer, M. A.; McAvaney, B. J.; Colman, R.; Soden, B. J.; Gudgel, R.; Knutson, T.; Emori, S.; Ogura, T.; Tsushima, Y.; Andronova, N.; Li, B.; Musat, I.; Bony, S.; Taylor, K. E. (2006). «On the contribution of local feedback mechanisms to the range of climate sensitivity in two GCM ensembles». Climate Dynamics. 27: 17. Bibcode:2006ClDy...27...17W. doi:10.1007/s00382-006-0111-2. 
  25. ^ Richard A. Kerr. «Three Degrees of Consensus». Science. 305 (5686): 932–4. PMID 15310873. doi:10.1126/science.305.5686.932. 
  26. ^ Climate Change: The IPCC Scientific Assessment (1990), Report prepared for Intergovernmental Panel on Climate Change by Working Group I, J.T. Houghton, G.J. Jenkins and J.J. Ephraums (eds.), chapter 5, Equilibrium Climate Change — and its Implications for the Future, pp. 138–9
  27. ^ IPCC '92 p118 section B3.5
  28. ^ IPCC SAR p 34, technical summary section D.2
  29. ^ a b Meehl, G.A., «Ch. 10: Global Climate Projections; Box 10.2: Equilibrium Climate Sensitivity», IPCC Fourth Assessment Report WG1 2007, http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/ch10s10-5.html#box-10-2 
  30. ^ a b  Denne artikkelen inneholderstoff som er offentlig eiendom fra US Environmental Protection Agency (US EPA)-artikkelen: US EPA (7. Desember 2009), «Ch. 6: Projected Future Greenhouse Gas Concentrations and Climate Change: Box 6.3: Climate sensitivity», Technical Support Document for Endangerment and Cause or Contribute Findings for Greenhouse Gases under Section 202(a) of the Clean Air Act, Washington, DC, USA: Climate Change Division, Office of Atmospheric Programs, US EPA, http://www.epa.gov/climatechange/Downloads/endangerment/Endangerment_TSD.pdf , side 66 (78 i PDF-filen)
  31. ^ a b Solomon, S., «Technical summary», Climate Change 2007: Working Group I: The Physical Science Basis, Box TS.1: Treatment of Uncertainties in the Working Group I Assessment , in IPCC AR4 WG1 2007
  32. ^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1033.
  33. ^ Bernardo, José M., Smith, Adrian F.M. Bayesian Theory. John Wiley 1994. ISBN 0-471-92416-4.
  34. ^ Edited quote from public-domain source: Lindsey, R. (3 August 2010), What if global warming isn’t as severe as predicted? : Climate Q&A : Blogs, NASA Earth Observatory, part of the EOS Project Science Office, located at NASA Goddard Space Flight Center, http://earthobservatory.nasa.gov/blogs/climateqa/what-if-global-warming-isnt-as-severe-as-predicted/ 
  35. ^ Hansen, J. et al. Earths energy imbalance: Confirmation and implications. Science 308, 1431–1435 (2005)(abstract online)
  36. ^ Kevin Trenberth|Kevin E. Trenberth, John T. Fasullo, Jeffrey Kiehl: Earth's global energy budget, IN: Bulletin of the American Meteorological Society doi:10.1175/2008BAMS2634.1 online (PDF 900 kByte)
  37. ^ R. Philipona, B. Dürr, C. Marty, A. Ohmura, M. Wild (2004): Radiative forcing – measured at Earth's surface – corroborate the increasing greenhouse effect, in: Geophysical Research Letters, Vol. 31, 6. Februar, online
  38. ^ John Farley (2008). «The Scientific Case for Modern Anthropogenic Global Warming». Monthly Review. 
  39. ^ «Comment on "Aerosol radiative forcing and climate sensitivity deduced from the Last Glacial Maximum to Holocene transition" by Petr Chylek and Ulrike Lohmann». Geophys. Res. Lett. 35: L23703. 2008. Bibcode:2008GeoRL..3523703G. doi:10.1029/2008GL033888. 
  40. ^ «Climate Sensitivity Estimated from Temperature Reconstructions of the Last Glacial Maximum». Science. 334 (6061): 1385–8. 9. desember 2011. Bibcode:2011Sci...334.1385S. doi:10.1126/science.1203513. 
  41. ^ Climate sensitivity to CO2 more limited than extreme projections, news article re Schmittner et al., Innovations Report, 25.11.2011.
  42. ^ Dana L. Royer, Robert A. Berner, Jeffrey Park. Climate sensitivity constrained by CO2 concentrations over the past 420 million years. s. 530–532. 
  43. ^ PALAEOSENS project members. Making sense of palaeoclimate sensitivity. s. 683–691. 
  44. ^ Tobias Friedrich, Axel Timmermann, Michelle Tigchelaar, Oliver Elison Timm, Andrey Ganopolski (2016). «Nonlinear climate sensitivity and its implications for future greenhouse warming» (PDF). Science Advances (engelsk). 2 (11). doi:10.1126/sciadv.1501923. 
  45. ^ a b Stefan Rahmstorf, Hans Joachim Schellnhuber: Der Klimawandel. 6. Auflage, C.H. Beck, 2007, side 42
  46. ^ «Surface warming by the solar cycle as revealed by the composite mean difference projection» (PDF). Geophysical Research Letters. 34: L14703. 2007. Bibcode:2007GeoRL..3414703C. doi:10.1029/2007GL030207. Arkivert fra originalen (PDF) 13. januar 2012. Besøkt 14. juni 2017. 
  47. ^ «Constraining model transient climate response using independent observations of solar-cycle forcing and response» (PDF). Geophysical Research Letters. 35: L17707. 2008. Bibcode:2008GeoRL..3517707T. doi:10.1029/2008GL034240. 
  48. ^ Spencer, Roy W. «How Do Climate Models Work? Kapittel 8 – Climate Models and Their Evaluation». DrRoySpencer.com. 
  49. ^ Notz, Dirk. «How well must climate models agree with observations?». The Royal Society. Besøkt 10. juni 2017. 
  50. ^ Randall, David A. og Wood, Richard A. «Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007». Intergovernmental Panel on Climate Change. 
  51. ^ a b c Flato, Gregory og Marotzke, Jochem. «Working Group I Report "Climate Change 2013: The Physical Science Basis" – Chapter 9 - Evaluation of Climate Models» (PDF). Intergovernmental Panel on Climate Change. s. 743 – 743 og 746. Besøkt 10. juni 2017. 
  52. ^ Nathan P. Gillett, Vivek K. Arora, Kirsten Zickfeld, Shawn J. Marshall, William J. Merryfield. Ongoing climate change following a complete cessation of carbon dioxide emissions. s. 83–87. 
  53. ^ Peter M. Cox, Richard A. Betts, Chris D. Jones, Steven A. Spall, Ian J. Totterdell. Acceleration of global warming due to carbon-cycle feedbacks in a coupled climate model. s. 184–187. 
  54. ^ M. S. Torn, J. Harte: Missing feedbacks, asymmetric uncertainties, and the underestimation of future warming. In: Geophysical Research Letters. 33, 2006, L10703, doi:10.1029/2005GL025540.
  55. ^ a b S. Solomon, , D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor, H.L. Miller (eds.): IPCC, 2007: Summary for Policymakers. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. In:Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Cambridge University Press, Cambridge, Großbritannien/New York, NY, USA (Online, PDF; 3,9 MB)
  56. ^ a b Previdi; m.fl. Climate sensitivity in the Anthropocene. Wiley. s. 1121–1131. 
  57. ^ sciencedaily.org:Earth's Hot Past Could Be Prologue to Future Climate
  58. ^ James Hansen, Mki. Sato, P. Kharecha, D. Beerling, R. Berner, V. Masson-Delmotte, M. Pagani, M. Raymo, D. L. Royer, J. C. Zachos. Target atmospheric CO2: Where should humanity aim?. s. 217–231. arXiv:0804.1126Åpent tilgjengelig. 
  59. ^ Intergovernmental Panel on Climate Change (2007): IPCC Fourth Assessment Report - Working Group I Report on "The Physical Science Basis"(Online)
  60. ^ Charney Report 1979Online (pdf 0,3 MByte) Arkivert 25. juli 2008 hos Wayback Machine.
  61. ^ H. Damon Matthews, Ken Caldeira. Stabilizing climate requires near-zero emissions. s. n/a–n/a. 
  62. ^ Richard E. Zeebe (2013). «Time-dependent climate sensitivity and the legacy of anthropogenic greenhouse gas emissions» (PDF). Proceedings of the National Academy of Sciences. 110 (34): 13739–13744. doi:10.1073/pnas.1222843110. 
  63. ^ A. Ganopolski, R. Winkelmann, H. J. Schellnhuber (2016). «Critical insolation–CO2 relation for diagnosing past and future glacial inception». Nature. 529 (7585): 200–203. doi:10.1038/nature16494. 

Litteratur[rediger | rediger kilde]

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]