Tilbakekoblingsmekanisme

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til navigering Hopp til søk
Bildet viser en mengde vanndammer som skyldes tining i tundra i Hudsonbukta i Canada, i nærheten av Grønland (2008). Global oppvarming vil øke tiningen i områder med permafrost og torv, noe som lokalt kan føre til landskred og globalt i utslipp av klimagasser.[1]

Tilbakekoblingsmekanismer er prosesser som virker ved klimaendringer der effekten av endret strålingspådriv forsterkes eller dempes, og slik spiller mekanismene en viktig rolle for å avgjøre klimafølsomhet og den fremtidige klimatilstanden. Dette er prosesser som endrer den naturlige drivhuseffekten slik at jordens klima endres, som ved global oppvarming. Tilbakekobling generelt er en prosess der en størrelse i et system endres og som får en annen størrelse til å forandre seg, med den konsekvens at den andre størrelsen i sin tur endre den første. Positive tilbakekoblinger forsterker endring i den første størrelsen, mens negative tilbakekoblinger reduserer den. Klimatilbakekobling benyttes også i samme betydning.

Begrepet «pådriv» betyr en forandring som kan «tvinge» klimasystemet i retning av oppvarming eller avkjøling. Et eksempel på klimapådriv er økte atmosfæriske konsentrasjoner av klimagasser, som karbondioksid. Per definisjon er et pådriv eksternt til selv klimasystemet, mens tilbakekoblinger er interne: Tilbakekobling representerer derfor hovedsakelig systemets interne prosesser. Noen tilbakekoblinger kan fungere relativt isolert for resten av klimasystemet, mens andre kan være nært forbundet. Derfor kan det være vanskelig å forutsi hvor mye en bestemt prosess bidrar. Pådriv, tilbakekoblinger og dynamikken i klimasystemet bestemmer hvor mye og hvor raskt klimaet endrer seg. Den viktigste positive tilbakekoblingen ved global oppvarming er at høyere temperatur fører til økt innhold av vanndamp i atmosfæren. Dette har igjen som følge at det gir videre oppvarming på grunn av kraftigere atmosfærisk tilbakestråling. Den viktigste negative tilbakekoblingen har sammenheng med Stefan-Boltzmanns lov, som sier at mengden varme som utstråles fra jorden til verdensrommet endres med fjerde potensen av temperaturen på jordens overflate. Det vil si at bare en liten temperaturendring fører til en stor økning av varmeutstråling fra jorden.

Effekter av global oppvarming kan med andre ord føre til positive tilbakekoblinger som direkte bidrar til videre global oppvarming. Menneskeskapt oppvarming kan føre til noen effekter som er brå eller irreversible, avhengig av hastigheten og størrelsen på klimaendringen. Dette har potensiale for å gi svært alvorlige konsekvenser for natur og mennesker, som for eksempel skade på habitater, ekstremvær, vannmangel, havnivåstigning, havforsuring og skader på marint liv. Risikoen er også belagt med usikkerhet fordi en ikke har oversikt over de svært kompliserte prosessene som skjer i klimasystemet og resten av naturen. Mye forskning gjøres på dette, hvor FNs klimapanel (IPCC) forsøker å sammenfatte kunnskapen på feltet.

Spesielt har hurtige klimaendringer skapt frykt for uforutsette og irreversible klimaendringer. Mye omtalt har vært metanklatrat (metanhydrater) som er naturlig lagret på havbunnen. Ved høyere temperatur fryktes det at stoffet kan gi store utslipp av den potente klimagassen metan. En annen mekanisme er forråtnelse av biomasse i områder med permafrost, som kan gi store utslipp av metan eller karbondioksid, alt etter om prosessene skjer med eller uten tilgang på luft. På den annen side kan ting av permafrost også føre til økt plantevekst på disse stedene. Slik gir dette økt opptak av atmosfærisk karbondioksid, altså en negativ tilbakekoblig. Mekanismene, risikoen og omfanget rundt dette er usikre og forskningsresultatene så langt motstridende.

Etymologi[rediger | rediger kilde]

Norges språkråd anbefaler bruk av termen «tilbakekoblingsmekanisme»,[2] men «klimatilbakekobling» avledet av termen «Climate feedback», som klimapanelt definerer, forekommer også.[3] Ulempen med termen «tilbakekoblingsmekanisme» er at ordet benyttes i andre sammenhenger, mens klimatilbakekobling gjelder spesifikt for klimasystemet. Her benyttes begge termene.

Historie[rediger | rediger kilde]

James Croll var den første som hadde en hypotese om en tilbakekoblingsmekanisme som en del av forklaringen på hvorfor istid oppstår.

Den skotske vitenskapsmannen James Croll (1821 – 1890) var det første som kom opp med en ide om at det kan finnes interne prosesser i naturen som kan forsterke eller dempe responsen på en ytre påvirkning. I hans teori fra 1864 om hvordan istider oppstod var han opptatt av samvirke mellom temperatur, refleksjon og utbredelse av iskapper. Også den svenske kjemikeren Svante Arrhenius (1859 – 1927) tok hensyn til dette da han i 1896 gjorde et estimat på hva en fordobling av atmosfærens CO2-innhold ville bety. Han tok da hensyn til vanndampens tilbakekobling. Altså at økt vanndamp vil forsterke strålingspådrivet som økt CO2 gir. Imidlertid var det ikke før i 1960-årene at selve begrepet tilbakekobling ble benyttet i forbindelse med vitenskapelig litteratur om jorden og klimaendringer. Etter dette bidro de amerikanske klimaforskerne James Hansen (1941 –) og Michael Schlesinger (1943 –) med grunnleggende bidrag til forskningen ved å tallfeste styrke av tilbakekobling for en del prosesser. Dette i forbindelse med utarbeidelse av klimamodeller.[4]

Når det gjelder bruken av selve begrepet tilbakekoblingsmekanisme som et matematisk konsept ble dette gjort første gang gjort av den amerikanske elektroingeniøren Harold Stephen Black (1898 – 1983). Hans motivasjon for å studere dette hadde sammenheng med utvikling av metoder for støyredusering i telefonreleer.[4]

Klimasystemet som matematisk modell[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Drivhuseffekt

Ytre pådrag og indre tilbakekoblinger[rediger | rediger kilde]

Begrepet «pådriv» betyr en endring som kan tvinge klimasystemet mot oppvarming eller nedkjøling.[5] Et eksempel på et klimapådriv er de økte konsentrasjonene av drivhusgasser. Per definisjon er et pådriv eksternt i forhold til klimasystemet, mens tilbakekoblinger er interne. I hovedsak representerer tilbakekoblinger de interne prosessene i systemet. Noen tilbakekoblinger kan opptre isolert fra resten av klimasystemet, mens andre kan være tett koblet med systemet, derfor kan det være vanskelig å si akkurat hvor mye en bestemt prosess bidrar.[6]

En tilbakemeldingssløyfe hvor alle utganger av en prosess er tilgjengelige som årsaksinnganger til den prosessen. Signalet fra utgangen (Outputs) blir ført tilbake til inngangen (Inputs) til prosessen (P) og vil enten forsterke eller svekke utgangssignalet.

Tilbakekobling oppstår når utgangen av et system blir sendt tilbake som inngang som en del av en kjede av virking og effekt som danner en krets eller sløyfe.[7] Systemet kan da sies å være «koblet tilbake» i seg selv slik som illustrasjonen til høyre viser. En snakker om posivite- og negative tilkabekoblinger.

Positiv tilbakemelding er en prosess som skjer i en tilbakekoblingssløyfe hvor effekten av en liten forstyrrelse på et system fører til en økning av størrelsen på den opprinnelige forstyrrelsen.[8] Det betyr at A produserer mer av B som igjen produserer mer av A.[9] Et negativt system med negativ tilkabakobling har den motsatte virkningen, der en endring av A produserer mindre av B som igjen produserer mindre av A.[8] Begge konseptene spiller en viktig rolle innen vitenskap og teknologi, ikke minst innenfor klimatologi.

Klimafølsomhet for CO2 og andre klimagasser har en direkte komponent på grunn av strålingspådrivet gitt av disse gassene, og ytterligere bidrag som kommer fra tilbakekoblinger, som er både positive og negative. I et hypotetisk tilfelle uten tilbakekoblinger vil en dobling av CO2 i atmosfæren utgjøre et strålingspådriv på 3,7 W/m2, og resultere i en global oppvarming på 1 °C. Den gjenværende usikkerheten for fremtidig temperaturøkning skyldes tilbakekoblinger i klimasystemet, nemlig tilbakekoblinger på grunn av faktorer som vanndamp i atmosfæren, albedo, skydannelse og flere andre.[10]

Pådriv, tilbakekoblinger og dynamikken i klimasystemet bestemmer hvor mye og hvor fort klimaet endres. De viktigste positive tilbakekoblingsmekanismen i forbindelse med global oppvarming er at økt varme øker mengden av vanndamp i atmosfæren, som igjen fører til ytterligere oppvarming.[11] Den viktigste negative tilbakemeldingen beskrives av Stefan–Boltzmann lov, som sier at mengden energi i form av varmestråling ut fra jorda til verdensrommet endres med fjerde potensen av temperaturen på jordoverflaten. Det vil si at en liten temperaturøkning gir stort utslag i form av utstråling av energi i verdensrommet.

FNs klimapanel (IPCC) har i sin fjerde hovedrapport skrevet at «Menneskeskapte oppvarmingen kan føre til noen effekter som er plutselige eller irreversible, avhengig av hastigheten og omfanget av klimaendringer.»[12]

Matematisk definisjon av tilbakekoblingsmekanisme[rediger | rediger kilde]

I en enkel modell av jordens klimasystem lar en S være global gjennomsnittlig kortbølget stråling fra solen mot jorden som er på 342[13] W/m2 og A være utgående kortbølget varmestråling som forsvinner ut i verdensrommet. Begge disse gjelder ved toppen av atmosfæren, altså ved tropospausen. Den utgående strålingen fra jorden finner en ved Stefan-Boltzmanns lov når en betrakter jorden som et såkalt svart legeme:[14]

hvor σ er Stefan-Boltzmanns konstant og Te er den effektive globale gjennomsnittlige emisjonstemperaturen. Strålingene som jorden absorberer er gitt av S – ϱS = (1 – ϱ)S, der ϱ er en koeffisient for forholdet mellom reflektert solstråling og innkommende stråling. En har at reflektert solstråling ϱS ≈ 102 W/m2 og at ϱ ≈ 0,3.[14] Ved likevekt er energibalansen for denne enkle modellen av jordens klimasystem slik at innkommende energi i form av sollys er lik utgående energi i form av langbølget stråling. Den totale strålingsbalansen for jorden har menge flere faktorer enn dette, men for denne typen analyser trenges bare noen få parametre. I tilfelle av en forstyrrelse av energibalansen kalles forskjellen mellom inngående og utgående energi ved toppen av atmosfæren for ∆R:[15][16]

Alle faktorene er de samme som definert tidligere. Endringen av energibalansen ∆R er oppgitt i klimapanelets femte hovedrapport til å være gjennomsnittlig 0,42 W/m2 for hele jorden for årene 1971–2010, der målinger foreligger. Før denne tid har det også vært mer energi inn mot jorden enn ut. Det meste av energien har gått med til å varme opp havet, men også noe til å varme opp kontinentene, smelte is og en liten mengde til å varme opp atmosfæren. Energimengden som er lagret på jorden fra 1993 til 2010 er estimert til å være 163·1021 J,[17] eller 45 000 000 Twh.

Ved likevekt er energibalansen slik at innstrålt sollys er lik den utstrålte langbølgete varmestrålingen. En kan dermed løse ligningen for å finne Te, altså den effektive globale gjennomsnittlige emisjonstemperaturen, som er 255 K eller -18 ºC. Denne temperaturen er ingen reel temperatur som kan måles noe sted på jorden. Den er temperaturen jorden måtte ha for å balansere innkommende energi fra solen, om jorden var et sort legeme. En annen tolkning av denne temperaturen er at den tilsvarer jordens temperatur uten atmosfære.[14][18][19]

Med en situasjon med et ekstra strålingspådriv ∆Q som påvirker systemet slik at mer energi tas opp vil det være mer strålingsenergi ned mot jorden enn ut i verdensrommet. Dette kan skyldes for eksempel økt CO2 i atmosfæren eller sterkere sollys. En generell utledning av netto endring av energibalansen ned mot jorden gjør bruk av Taylorrekkeutvidelse. Denne tilnærmelsen er vanlig for en liten endring av strålingsbalansen. En første forutsetting for denne utledningen er at R er avhengig av gjennomsnittlig overflatetemperatur ved jordoverflaten slik at R = R (Ts) (R er en funksjon av Ts). En annen forutsetning er at det finnes en tilbakekobling α som også er temperaturavhengig Ts, altså α = α(Ts) og som i neste omgang påvirker strålingsbalansen R. Dermed er R en funksjon av både Ts og α: R = R(Ts, α(Ts)). Taylorrekkeutvidelsen av R med hensyn på Ts og α:[20][15][21]

der αi og xk er en mengde med størrelser som har å gjøre med klimatilbakakoblinger, og ∆Ts er endring av jordens globale gjennomsnittlige overflatetemperatur. De andre parametrene er de samme som definert over.

Det første leddet på høyre side av likningen er den såkalte Planck-tilbakekoblingen[a] Dette er den sterkeste negative tilbakekoblingen. Denne har å gjøre med langbølget stråling ut i verdensrommet, som ble gitt parameteren A innledningsvis. Det andre leddet har å gjøre med summen av tilbakekoblinger, både positive som vanndamp i atmosfæren og negative som temperaturfall oppover i atmosfæren. Til slutt har det tredje leddet sammenheng med høyer ordens ledd i forbindelse med Taylorrekkeutvidelsen, og representerer ikke-lineære sammenhenger mellom forskjellige prosesser og samvirke mellom forskjellige tilbakekoblinger. Ved lineær forenkling ser en bort fra det siste leddet fordi temperaturresponsen på samvirke mellom tilbakekoblingene er små. En annen sak er at fokus på de lineære ledene gjør at en kan gjøre forskjell på og fokusere på de enkeltmekanismene.[20] Formelt kan tilbakekoblingsparameteren etter forenklingen settes opp slik:[15]

Det er også vanlig å goda en enkel lineær sammenheng for den kompliserte ligningen som fremkom ved Taylorrekkeutvidelse, slik at ligningen skrives:[20]

der ∆Ts er endring av jordens globale gjennomsnittlige overflatetemperatur, som påvirkes både av det ekstra strålingspådrivet ∆R og prosessene internt i klimasystemt ∆Q. Videre er α en proporsjonalitetskonstant med enheter W/(m2K) som altså kalles klimatilbakekoblingsparameteren[b].[15][22] Andre skrivemåter for denne er W/(m2°C), Wm-2 K-1 eller Wm-2 °C-1. Denne forteller hvor mye energien (eller effekten W/m2) i toppen av atmosfæren endres for en gitt tilbakekobling. Eller med andre ord hvor mye mer, eller mindre energi, som blir igjen i klimasystemet for én grads (K eller °C) endring.[23]

Tilbakekoblingsparametren kan betraktes som en konstant for hele klimasystemet, men det er også vanlig å dekomponere den i delkomponenter summeres sammen algebraisk:[20]

der α0 er Planck-tilbakekoblingen, αl er laps rate, αw atmosfærens fuktighet, αc er skyer og αa er albedo. Flere andre kan også eksistere. Faktorene summeres med fortegn, positiv for forsterkende (positiv) tilbakekobling og negativ for svekkende (negativ) tilbakekobling. Alle disse forklares lenger ned.

Etter påvirkning over lang nok tid vil klimasystemet komme i likevektstilstand og ubalansen mellom innkommende og utgående stråling ved toppen av atmosfæren blir igjen lik null, ∆R = 0. Dette kan brukes til å finne den globale gjennomsnittstemperaturen som da vil oppstå som respons på strålingspådrivet ∆Q:[15]

der λ er likevekts klimafølsomhetensparameteren[c] med enheter K/(W/m2). Det er også vanlig å oppgi klimafølsomheten som gjennomsnittlig global temperatur etter en fordobling av CO2 i atmosfæren. Altså temperaturen ved likevekt etter at strålingspådrivet har fått virket i lang tid.[15]

I tillegg til klimatilbakekobling- og klimafølsomhetensparameteren opererer litteraturen med to andre parametere definert slik:[21][24]

der λ0 kalles referansefølsomhetsparameteren[d] og f tilbakekoblingsfaktoren[e]. Referansefølsomhetsparameteren gjelder for klimasystemet uten tilbakekobler. En annen faktor som dukker opp i litteraturen er forsterkningen g, definert slik:[24]

En rekke vitenskapelige artikler og lærebøker bruker disse parametrene for å beregne fremtidig global temperaturendring med helt enkel håndregning. Imidlertid er det mer vanlig å anvende simuleringsmodeller som brukes for svært avanserte beregninger i datamaskiner, som ikke gjør lineære tilnærminger.

Ulempene med enkle lineære klimamodeller og å betrakte tilbakekoblingsmekanismene som konstanter er at virkeligheten er mer komplisert. Tilbakekoblingsmekanismene endres over tid, noe som gjør at beregningene kan gi dårlige estimater for klimaendringer på lange tidsskalaer. På den andre siden kan slike modeller gi nyttig innsikt og forståelse.[20]

De store biokjemiske kretsløpene som er involvert i tilbakekoblingsmekanismer[rediger | rediger kilde]

Karbondioksid (CO2), metan (CH4) og nitrogenoksid (N2O) er de viktigste drivhusgassene og står for 80 % av det totale strålingsnivået fra såkalte godt blandet drivhusgasser. Årsaken til dette er bruk av fossilt brensel, arealbruk, arealbruksendringer, spesielt landbruk.[25] Disse inngår i store kretsløp i jordsystemet der en snakker om store reservoarer, og utveksling mellom disse. I tillegg til karbonkretsløpet er også vannets kretsløp en stor og viktig komponent, ved at vanndamp i atmosfæren er den viktigste drivhusgassen.

Karbonkretsløpet[rediger | rediger kilde]

Diagram for den hurtige karbonsyklusen som viser bevegelsen av karbon mellom land, atmosfære og hav i milliarder tonn per år. Gule tall er naturlige strømmer, mens rød er menneskelige bidrag og hvitt indikerer lagret karbon.

Atmosfærens CO2 representerer atmosfærens størstedel av karbonet som inngår i det såkalte karbonkretsløpet. En skiller gjerne mellom det raske og trege kretsløpet, samt at en snakker om en serie med karbonlagre forbundet med strømmer av utveksling av karbon i forskjellige former. Det raske kretsløpet består av atmosfærens CO2, karbon i havet, sedimenter, plankton i havoverflaten og karbon på landjorden i form av vegetasjon, jordsmonn og i vassdrag. Omløpstiden for karbon er definert som reservoarets masse dividert på strømmen av utveksling. Denne varierer fra noen få år for atmosfæren, til tiår og hundreår for de store reservoarene av vegetasjon, jord og forskjellige reservoarer i havet. Det trege kretsløpet består av de store reservoarene av karbonlagre i berggrunnen og i sedimenter. Disse reservoarene kan ha utvekslinger med det raske kretsløpet via vulkaner, kjemisk forvitring, erosjon og sedimentdannelse på havbunnen. Omløpstiden for de trege geologiske reservoarene er 10 000 år, eller lengre. Videre er den naturlige utvekslingen mellom det raske og trege kretsløpet både lite og stabilt over tid. Mekanismene her er vulkaner og sedimentering.[26] Det største karbonlagret på landjorden er biologisk materiale i jordsmonnet i områder med permafrost.[27]

Etter industrialiseringen er utvekslingen mellom det treg og raske karbonkretsløpet blitt økt betraktelig, dette på grunn av det store uttaket av fossile brensler for energiproduksjon. Dette har ført til økting av CO2 og noen andre karbongasser i atmosfæren.[26]

En annen stor kilde til menneskeskapte utslipp av CO2 til atmosfæren er endringer relatert til landjorden, her er nedhugging av skog den dominerende enkeltårsaken. Imidlertid kan etablering av ny vegetasjon på land som har vært i bruk, føre til at CO2-opptaket går motsatt vei.[28] En stor del av CO2-gassen i atmosfæren blir tatt opp av havet. En kaller dette for et karbonsluk. Dette har å gjøre med biologiske prosesser der blant annet mikroorganismer trenger CO2 for sine livssykluser.[29] Et annet stort karbonsluk er landjorden der blant annet plantevekst tar opp CO2.[30]

Rekonstruksjoner viser at konsentrasjoner av CO2 i atmosfæren har variert fra så høyt som 7 000 ppm (part per million) i løpet av kambrium for 500 millioner år siden til så lavt som 180 ppm i løpet av kenozoiske istid de siste to millioner årene. Den globale årlige gjennomsnittlige CO2-konsentrasjonen har økt med mer enn 40 % siden starten av den industrielle revolusjon fra 280 ppm, det nivået den hadde i 10 000 år frem til midten av 1700-tallet,[31] til 403 ppm i 2016.[32] Nåværende konsentrasjon (2016) er den høyeste i alle fall de siste 800 000 årene,[33] og sannsynligvis den høyeste i de siste 20 millioner årene. [34]

Metankretsløpet[rediger | rediger kilde]

Diagramet viser de viktigste kildene og slukene for metan i millioner tonn CH4. Grønne piler viser naturlige strømmer, mens røde er menneskeskapte utslipp.

Metanmolekylet (CH4) absorberer langbølget stråling sterkere enn et molekyl CO2, i tillegg til at det er aktivt i fotokjemiske prosesser. Imidlertid har metangass en oppholdstid i atmosfæren på mindre enn ti år. Det finnes naturlige utslippskilder som våtmarker og sjø, og menneskeskapte kilder er utslipp fra behandling av metangass i kjemi- og petroleumsindustrien, samt jordbruk. Typiske naturlige kilder kommer fra nedbryting av organisk materiale med lavt oksygentilfang. Naturlige nedbrytingsprosesser kan være fotokjemiske der OH-radikaler dannes. Andre naturlige nedbrytingsprosesser finnes, men er meget små.[35]

Et stor naturlig lager av metan er nedfrosne hydrater (klarater) i havsedimenter og i kontinentalskråninger, samt jord i permafrost.[35] Ved høyt trykk og lave temperaturer er disse stabile. Fremtidige temperatur eller trykkendringer kan frigjøre CH4 til overliggende sjø eller landjord, og videre til atmosfæren.[36]

Med industrialiseringen økte nivået av atmosfærisk CH4. Imidlertid har nivået siden 2000 sluttet å stige, men en stigning har blitt observert etter dette. Omstendighetene rundt dette er uklare. Klimapanelets femte hovedrapport anslår at det er «veldig stor» sannsynlighet for at stigningen siden industrialiseringen har menneskeskapte årsaker. Det anslås at de menneskeskapte kildene utgjør mellom 50 og 65 % av de totale kildene.[37]

Nitrogenkretsløpet[rediger | rediger kilde]

Del av nitrogensyklusen for landjord og atmosfære.

Siden begynnelsen av industrialiseringen har nitrogenforbindelser av forskjellige slag blitt sluppet ut i naturen. De største bidragene kommer fra forbrenning av fossile energikilder og kunstgjødsel. Som en samlebetegnelse på mange forbindelser snakker en om reaktivt nitrogen, noen eksempler er nitorgenoksider (NOx), ammonium (NO3), amoniumnitrat (NO3-) og lystgass (N2O). Enkelt sakt har alle disse stoffene negative konsekvenser for miljø og mennesker om de ikke reagerer og blir til N2. Konsekvenser er smogdannelse, dimming av troposfæren, gjør jord og vann surt, men øker bioproduksjonen i skog, gressmarker og hav som leder til eutrofiering (overgjøtsling).[38]

De viktigste prosessene for dirkete påvirkning mellom menneskeskapt reaktivt nitrogen og klimaet er: Utslipp av N2O, som er en potent drivhusgass, hovedsakelig ved produksjon av kunstgjødsel og forbrenning. Utslipp av NOx til atmosfæren som skaper ozon (O3) i troposfæren som gir stor drivhuseffekt, men som også reduserer metan (CH4) og i tillegg bidrar til aerosoldannelse som har en nedkjølende effekt (reduksjon av strålingspådriv) i seg selv, samt at en indirekte nedkjølende effekt på grunn av skydannelse. En tredje prosess er utslipp av NO3 i atmosfæren som gir aerosoldannelse.[38]

Positive tilbakekoblingsmekanismer[rediger | rediger kilde]

Vanndampens tilbakekobling[rediger | rediger kilde]

Vann i fast, flytende og gassform påvirker jordens klima. Den sterkeste effekten kommer fra vanndamp i atmosfæren som absorberer langbølget varmestråling fra bakken, som stråler tilbake når vannmolekylene emiterer den motatte energien. Økt temperatur gir større fordampning slik at innholdet av vanndamp i atmosfæren øker, dette øker atmosfærens atmosfæriske tilbakestråling og gir økt oppvarming. Økt oppvarming gir i neste omgang enda større fordampning og forsterker den opprinnelige påvirkningen.

Vanndamp er den primære drivhusgassen i atmosfæren, avhengig av regnemetode er dens bidrag til drivhuseffekten anslått til å være to til tre ganger sterkere enn CO2. Vanndamp kan være menneskeskapt, for eksempel fra fordamping av kunstig vannet jordbruksland eller fra kjøletårn for kraftverker. Allikevel er bidraget fra naturlig fordampning betydelig større enn alle menneskeskapte bidrag til sammen.[39]

Temperaturen avgjør mengden av vann i atmosfæren. En tenkt søyle fra jordoverflaten til stratosfæren cirka 10 km opp, med et tverrsnitt på 1 m2 vil i polare strøk inneholde bare noen meget få kg med vann. Derimot vil en tilsvarende søyle i tropene inneholde opptil 70 kg vann. For hver grad økning av atmosfærens temperatur kan den inneholde 7 % mer vanndamp. Noe som skiller vanndamp fra andre gasser i atmosfæren er at den kan kondensere og falle ned som regn. Vann har en oppholdstid i atmosfæren på rundt ti dager.[39]

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 fører til at atmosfæren kan holde på enda mer vanndamp, altså en positiv tilbakekobling. Dette vil fortsette videre til andre prosesser stopper prosessen. Resultatet er en mye større drivhuseffekt enn den CO2 skaper alene. Selv om denne tilbakekoblingsprosessen fører til en økning i absolutt fuktighet i luften, vil den relative fuktigheten holde seg nesten konstant, eller reduseres litt fordi luften blir varmere.[40] Klimamodeller tar med denne tilbakekoblingen. Tilbakekoblinger på grunn av vanndamp er sterkt positiv, og de fleste bevisene gir støtte for at denne er i størrelsesorden 1,5 til 2,0 W/(m2 K), noe som er tilstrekkelig til å gi omtrent en doblet oppvarming enn det som ellers ville oppstått.[41] Vanndamp representerer en tilbakekoblingsmekanisme som primært har betydning for styrken av tilbakekobling.[42] Tidsskalaen den virker på er dager.[43]

Et spesielt forhold som gjelder for vanndamp er at selv om den har den største drivhuseffekten av alle gasser, så er tilstedeværelsen av andre drivhusgasser helt nødvendig for eksistensen av vanndamp i atmosfæren. Om andre gasser i atmosfæren ble fjernet ville atmosfærens temperatur reduseres betraktelig, og vanndampen reduseres. Dette ville gitt et akselererende reduksjon av drivhuseffekten, slik at jorden raskt ville blitt nedfrosset. Dette illustrerer at selv om CO2 er den viktigste parameteren for menneskelig påvirkning av jordens klima, er vanndamp en kraftig og meget rask tilbakekoblingmekanisme som forsterker det opprinnelige pådrivet med en faktor mellom to og tre.[44]

Sammenhengen mellom trykk og temperatur ved faseovergang for to stoffer er beskrevet av Clausius–Clapeyron-likningen. 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 ºC vil denne tilkakekoblingsparameteren gå mot uendelig.[45]

Endring av kryosfæren[rediger | rediger kilde]

Flyfoto som viser et område med sjøis. De lysblå områdene er smeltedammer og de mørkeste områdene er åpent vann, slike har en lavere albedo enn den hvite isen. Den smeltende isen bidrar til is-albedo-tilbakekoblinger.

Kryosfæren utgjøres av de områder på jorden der vann finnes som fast stoff. Når is og snø smelter vil land eller åpent vann ta dens plass. Både land og åpent hav er gjennomsnittlig mindre reflekterende enn is, dermed absorberes mer solstråling. Dette fører til økt global oppvarming om det dreier seg om store områder, som igjen fører til mer smelting, ytterligere absorpsjon av sollys og syklusen fortsetter. I tider med global nedkjøling, vil økt isdekke øke refleksjon av solstråling som resulterer i forsterket kjøling i en kontinuerlig syklus den andre veien.[46] I et tenkt tilfelle der utbredelsen av isdekket nærmere seg ekvator vil den negative tilbakekoblingen på grunn av albedo gå mot uendelig. I den virkelige verden betyr det at jorden ville bli fullstendig dekket av is.[47]

Utbredelse av sjøis på den Nordlige halvkule i millioner kvadratkilometer for årene 1870-2009. Blå skravering angir målinger før en fikk satellitt-
målinger, noe som gjør dataene mindre pålitelig. Grafen har et nært konstant nivå på høsten opp til 1940, men dette skyldes heller mangel på data enn en reell stabilitet.

Endringene av albedo er også den viktigste grunnen til at IPCC predikerer at polare temperaturene på den nordlige halvkule vil stige opp til dobbelt så mye som i resten av verden, en prosess kjent som polar forsterkning. I september 2007 var det arktiske området med sjøis nådd omtrent halvparten av det gjennomsnittlige sommerminimumarealet som var målt mellom 1979 og 2000.[48][49] På dette tidspunktet var sjøisen trukket seg så langt tilbake at Nordvestpassasjen var seilbar for skip, noe som aldri før er nedtegnet å ha skjedd i historien.[50] Det rekordstore tapet av sjøis i 2007 og 2008 kan imidlertid være forbigående.[51] Forskningslederen Mark Serreze (1960 –) ved det amerikanske National Snow and Ice Data Center antar at 2030 vil være et «rimelig estimat» for når områder med Arktisk sommeris kan være helt fri for is.[52] Den polare forsterkningen av global oppvarming er ikke forutsatt å skje på den sørlige halvkule.[53] Den antarktiske isen nådde sin største utstrekning som er målt siden begynnelsen av observasjoner i 1979,[54] men økningen av isen i sør er overskredet av reduksjonen i nord. Trenden for global havis når utbredelsen på både den nordlige og sørlige halvkule summeres, er en tydelig nedgang.[55]

Størrelsen av is-albedo er usikker på grunn av sesongvariasjoner, kobling mot oppførselen til skyer, overflatehydrologi og utbredelse av vegetasjon på høyere breddegrader.[56]

Sot, altså sorte partikler fra forbrenning som svever i atmosfæren, og som i siste omgang legger seg på is forsterker tingingen ved at solstrålingen absorberes og gir oppvarming. Dette kan gi en ytterliger forsterkning av tilbakekoblingen som is-albedo gir.[57]

Istap kan ha interne tilbakekoblingsmekanismer, som at smelting av is på land kan føre til økning av havnivået, som potensielt kan forårsake ustabilitet i isbremmer og oversvømmelse av ismasser ved kyst, for eksempel bretunger. Videre er det en potensiell tilbakekoblingsmekanisme på grunn av jordskjelv forårsaket av landhevning som ytterligere destabiliserende isbremmer, isbreer og innlandsis.

Landjordens albedo i noen subarktiske skoger er også i endring: Lerketrær mister nålene om vinteren, i områder med overveiende slike trær vil sollys reflekteres av snø når bakken er snødekt. Men om disse erstattes av gran, som har sine mørke nåler hele året, endres albedo for slike områder.[58]

Analyser av reduksjonen av sjøis og snødekning fra 1979 til 2008 antyder at tilbakekoblingsmekanismen for dette er mellom 0,3 og 1,1 W/(m2 K).[59] Iskappene og snø representerer en tilbakekoblingsmekanisme som primært har betydning for styrken av tilbakekobling.[42] Tidsskalaen den virker på er år til århundrer.[43]

Karbonsyklusens positive tilbakekoblinger[rediger | rediger kilde]

I forbindelse med global oppvarming betraktes CO2 som den viktigste faktoren for økt strålingspådriv, men gassen har også innvirkinger som gjør den til en tilbakekoblingsmekanisme.[56] Tilbakekoblingsmekanisme relatert til biokjemiske prosesser og karbon representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger. Tilbakekobling relatert til vegetasjon påvirker klimamønstre.[42] Tidsskalaen de virker på er hele spennet fra dager til århundrer.[43]

Arktiske karbonutslipp[rediger | rediger kilde]

Tundra i Sibir i nærhente av Dudinka.

I områder med permafrost er den frosne delen av jordsmonnet dekket av et lag med jord som tiner om sommeren, og hvor plantevekst og andre livsformer finner sted. Om temperaturen vår og sommer øker, vil tiningen gå dypere og biologiske prosesser som forråtnelse kan finne sted. Dette frigjør karbon, men på den annen side vil varmere somre føre til økt plantevekst, noe som igjen kan gi større opptakt av karbondioksid på grunn av plantenes fotosyntese.[60][61] Vest-Sibir har verdens største torvmyrer, her er det rundt en million kvadratkilometer med permafrost som ble dannet for 11 000 år siden, ved slutten av siste istid. Smeltingen av permafrosten vil kunne føre til frigivelse av store mengder metan over flere tiår. Så mye som 70 000 millioner tonn metan, som er en svært potent drivhusgass, kan slippes ut de kommende tiårene.[62] Samme tendens har også blitt observert i Øst-Sibir.[63][64] Om metan slippes ut ved ting av permafrost slik som det er potensiale for på de frosne torvområdene i Sibir, og gir dette en kraftig positiv tilbakekobling.[65] Utslipp av andre gasser kan også finne sted ved global oppvarming, men forskningen på slike virkninger er på et tidlig stadium. Noen av disse gassene, slik som lystgass avgitt fra torv, er også en potent klimagass.[66]

Døende skog i Innoko National Wildlife Refuge, Alaska, USA, i september 2012. Når permafrost tiner, synker jordoverflaten og blir oversvømt, og granskogen som vokser på permafrosten kan ikke lenger overleve. Trær som har falt over i den opptinte permafrosten kalles ofte «drukned trær». Granskogen erstattes av vannmettet våtmark, dominert av starrgress og torv.

Hvordan dette skjer vil kunne være avhengig av hydrologiske forhold. Om smeltingen av permafrosten skjer slik at vanndammer og elver oppstår, vil forråtnelse kunne skje med liten tilgang på oksygen. Dermed frigjøres metan. Om derimot tiningen skjer med rikelig tilgang på oksygen vil nedbryting av organisk materiale frigjøre varme. Dette vil i så fall stimulere til økt ting. Dermed regner en med at responsen på varmere klima vil avhenge av mengden av karbon og is i jordsmonnet, samt de hydrologiske forholdene, for eksempel om effektiv drenering skjer. Under gunstige forhold kan tining føre til rask lokale nedbryting av biologisk materiale i permafrosten slik at CO2 frigjøres. Kunnskapen om dette er imidlertid ikke stor, og de arktiske områdene regnes for å være kompliserte å beskrive. En regner også med at tining av permafrost tar lang tid,[60][67][68] og at den positive tilbakekoblingen virker over hundrevis av år.[69]

Modellstudier antyder at frem til 2100 vil ikke utslipp av CH4 og CO2 fra denne kilden være større enn fra andre biokjemiske tilbakekoblinger.[70] Klimapanelet skriver i sin femte hovedrapport at det opp til nå ikke er noen klare beviser for at tining av permafrost bidrar i noen stor grad til dagens utslipp av CH4. Det er anslått at CH4 fra sesongmessig tining av våtmarksområder bidrar til 10 % av de globale utslippene fra våtmarker.[60]

Simuleringmodeller for landjordens opptak av karbon projiserer at landjorden i nordområdene vil være et karbonsluk ved stigende temperaturer. Imidlertid tar ingen av modellene med forråtnelse av jordsmonnet i områdene med permafrost. Det er dermed mulig at om denne effekten tas med, vil karbonsyklusen i nordområdene endres fra et sluk til en kilde som respons på økende temperatur. Men de mange studiene som er gjort på dette gir vidt forskjellige svar på størrelsen av CO2-utslipp som respons på varmere klima.[27] Kilder til usikkerhet for tilbakekoblingen relatert til karbon i permafrost har å gjøre med forråtnelsesgrad, hvor mye karbon som frigjøres ved forråtnelse, tidsskalaen nedbrytingen skjer langs, mulige tilbakekoblinger på grunn av redusert tilgang på næringsstoffer og andre usikkerheter.[71]

Metanutslipp fra hydrater[rediger | rediger kilde]

En blokk med metanklatrat funnet i sedimenter på 1200 meters dybde i havet utenfor Oregon.

Metanklatrat, også kalt metanhydrater, er en form for is som inneholder store mengder metan (CH4) i sin krystallstruktur. Svært store forekomster av metanklatrat har blitt funnet under sedimenter på havbunnen visse steder. 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. Frigivelse av disse metanlagrene er noe som potensielt kan gi stor økning av drivhuseffekten. Det er antatt at dette alene kan øke den globale temperaturen med 5 °C, blant annet fordi metan er en mye mer kraftig drivhusgass enn karbondioksid. Teorien går også ut på at dette vil påvirke tilgjengelig innhold av oksygen i atmosfæren. Denne teorien har blitt foreslått for å forklare de mest alvorlige hendelsene av masseutryddelse på jorden som er kjent som perm-trias-utryddelse, eller paleocen-eocen-termalmaksimumet. I 2008 oppdaget en forskningsekspedisjon fra American Geophysical Union nivåer av metan opp til 100 ganger høyere enn normalt i den Sibirske del av Arktis. Dette var sannsynligvis forårsaket av metanklarater som blir frigitt fra hull i et frosset «lokk» i havbunn med permafrost, rundt utløpet av elven Lena og området mellom Laptevhavet og Øst-Sibir-Havet.[72][73][74][75]

Utslipp av metanklatrat fra områder med permafrost er en sakte prosess, som skjer over flere tiår eller hundreår. Metanutslipp fra dypt vann blir en klimagass først når det når atmosfæren, og før det når så langt forventes det at mye av den er tatt opp av mikroorganismer. En regner med at bare metanutslipp fra grunne sjøområder i Nordishavet eller nord i Øst-Sibir-havet er aktuelt for å stige opp i atmosfæren.[70]

I klimapanelets femte hovedrapport er det fastslått at utslipp av CH4 fra tining av permafrost, og metanklatrat vil kunne bidrag til global oppvarming i løpet av det 21. århundre. Dette på grunn av kraftig økning av utslippene på grunn av rask oppvarming av områder i Arktisk. Derimot er utslipp fra metanklatrat estimert til å spille en liten rolle. Oppløsning av CH4 fra bunnen og overflaten av innsjøer i Øst-Sibir-havet tyder på et vist utslipp, men det er ikke mulig å si om dette er utslipp som alltid har eksistert eller om det er en ny trend. En annen utslippskilde er utslipp av CH4 fra råtning av sedimenter i innsjøer i Sibir. Dette kan få betydning i fremtiden. Alle estimater rundt dette er veldig usikre, bortsett fra bidrag fra våtmarksområder. Mye forskning blir for tiden (fra 2000) gjort på dette feltet.[76][77]

Uttørkning av regnskogen[rediger | rediger kilde]

Tropisk regnskog karakteriseres av å få meget store årlige nedbørsmengder. Tørke forekommer også en del av året. I de siste tiårene har det være flere tilfeller av ekstrem tørke i regneskogene i Amazonas, Asia og Afrika. Dette får betydning for dødelighet, vekst og funksjoner i økosystemet.

Fordi regnskogene spiller en stor rolle for de globale karbon- og vannkretsløpene har dette fått stor oppmerksomhet, fordi de tar opp karbondioksid for å holde i gang sin vekst (fotosyntese). Regneskogene i Amazonas absorberer alene rundt en fjerdedel av all karbondioksid som tas opp på landjorden.[78]

Regnskog, særlig tropisk regnskog, er spesielt sårbar for global oppvarming. Det er en rekke effekter som kan oppstå, hvorav to har spesielt stor virkning. For det første, om vegetasjonen tørker ut kan det føre til totalt kollaps av regnskogens økosystem.[79] For eksempel har regnskogen i Amazonas en tendens til å bli erstattet av caatinga. Videre vil økosystemer i regnskoger som ikke kollapse helt miste betydelige deler av sine lagre av karbon som følge av uttørking og endringer i vegetasjon.[80] Et spesielt fenomen ser ut til å være at tropiske regnskoger møter en slags «grense for vekst». I skoger på høyere breddegrader er det observert vekstøkning, motsatt har en sett tegn til at det motsatte skjer i regnskogene. Trærne i Amazonas vokser saktere, i tillegg til at de dør tidligere. Noen av dette tillegges sterk tørke i 2005 og 2010. En forventer at dette vil komme til å skje hyppigere i fremtiden på grunn av klimaendringer vil gi hyppigere tørke.[78]

Analyser av CO2-målinger har påvist at under ekstreme tørkeperioder virker ikke lengre regnskogen i Amazonas som et karbonsluk, men blir nøytral. Årsaker til dette er endringer av lufttemperatur og lavt vanndamptrykk, samt lite vann i jordsmonnet. En annen alvorlig konsekvens av tørke er overhyppighet av skogbranner.[81][78]

I de siste 40 til 50 årene har imidlertid den største trusselen for regnskogene vært nedhugging. Selv om Brasil har greid å redusere nedhugging av Amazonas med 60–70 % siden 2004. Imidlertid mener forskere at dette ikke lenger er et viktig tiltak for å redusere atmosfærens klimagasser.[78]

Skogbranner[rediger | rediger kilde]

Skogbrann i Brasil.

Klimapanelets fjerde hovedrapport anslo at mange regioner på middels breddegrad, som for eksempel områder rundt Middelhavet, vil få redusert nedbør og økt risiko for tørke, som i sin tur vil føre til at skogbranner oppstår i større skala og mer regelmessig. Dette frigjør mer opplagret karbon til atmosfæren enn det karbonsyklusen naturlig kan absorbere, samt at det reduserer det samlede skogarealet på planeten, noe som skaper en positiv tilbakekoblingsmekanisme. En del av denne tilbakekoblingsmekanismen er raskere vekst av nye skoger, samt migrering av skog nordover etter som nordlige breddegrader får et mer egnet klima for trær.[82][83][84]

I USA frykter landbruksdepartementet at skogene i 2050 kan være svært utsatt for skogbranner. Dette i en så stor grad at skogene vil representere et nettobidrag til CO2-utslipp, ikke et sluk slik som nå. Dette på grunn av klimaendringer relatert både til temperatur og endrede nedbørsmønstre.[85] Skogbranner i Amazonasregnskogen, som til slutt resulterer i en overgang til vegetasjon av caatinga i den Østlige Amazonas-regionen, er også funnet å være sannsynlig.[79]

Hendelser med ekstrem tørke i Amazonas regnskog de siste tiårene har vært fulgt av store skogbranner. På grunn av mye tørr død skog på bakken, og mindre fuktighet i underskogen som forsterker tørkningen, får brannene stort omfang. Også uttak av skog påvirker dette, for eksempel ved større lufttilgang ved brann. Mye forskning rundt dette har vært gjort de siste årene, men mange viktige detaljer rundt dette gjenstår å utforske. Spesielt fremtidig respons på klimaendringer og regnskogens bidrag til CO2 i atmosfæren er interessant.[81]

Skogbrann fører til at karbonlagrene på land reduseres raskere enn om skog råtner. Dette til fordel for større CO2-konsentrasjon i atmosfæren.[86] Klimapanelets femte hovedrapport nevner at flere av de vanlige klimamodeller ikke tar med virkingen av branner, men det er nevnt at dette kan få betydning i fremtiden.[87] Det er anslått at tilbakekoblingsparameteren for branner er på rundt 0,025 W/(m2K), men usikkerheten er stor.[88]

Skogbranner fører til utslipp ikke bare av CO2, men også til små mengder av CH4 og N2O. Det skjer kjemiske redaksjoner mellom disse som øker levetiden for CH4, i tillegg til å øke troposfærens innhold av O3. Sot, også kalt svart karbon, slippes ut som et aerosol som absorberer langbølget stråling og gir oppvarming. I tillegg vil sot som faller på snø reduserer dennes albedo, og har også en oppvarmende effekt. Noen studier har imidlertid vist at utslipp av andre biologiske materialer viser dannelse av aerosoler som har en indirekte nedkjølende effekt. Denne nedkjølende effekten kan være mer nedkjølende enn alle de varmende effektene til sammen.[86]

Ørkenspredning[rediger | rediger kilde]

Ørkenspredning har mange årsaker og det ser ut til å være mange og motvirkende tilbakekoblinger. Kunnskapen om dette er lav. Noen tilbakekoblingsmekanismer som er viktige, men dårlig forstått er relatert til karbonutslipp og albedo. Omdanning til ørken gir frigivelse av karbon og nitrogen fra vegetasjon og jordsmonnet til atmosfæren. Endring av albedo vil kunne skje om vegetasjonsdekke forsvinner eller endres. Skogbranner på grunn av tørke kan være en årsak til skogdød og overgang til ørken. Branner er imidlertid en prosess som i noen tilfeller kan ha gunstige virkninger, da noen typer vegetasjon trenger skogbranner for vekst. En annen motstridende mekanisme til disse tilbakekoblingene, er at økt CO2 i atmosfæren har en gjødslende effekt for plantevekst.[89]

Andre mulige mekanismer for tilbakekobler relatert til karbonsyklusen[rediger | rediger kilde]

Torv, som forekommer naturlig i myr, er et lager av karbon som på global skala er betydelig. Når torv tørker, nedbrytes den og kan i tillegg brenne. Endring av grunnvannsstanden på grunn av global oppvarming kan føre til betydelige utslipp av karbon fra myrer.[90] Dette kan bli frigitt som metan, noe som kan forverre effekten av tilbakekoblingseffekten, på grunn av dets høye potensial for global oppvarming.

Utstyr for å måle utslipp av karbondioksid fra jorsmon.

Observasjoner viser at jordsmonn i Storbritannia har miste store mengder karbon de siste 25 årene.[91] Tappet er lite sannsynlig å kunne forklares ved arealbruksendringer. Ekstrapolering av dette tapet til hele Storbritannia, gir et anslag for årlige tap på 13 millioner tonn per år (2005). Dette er like mye som den årlige reduksjoner i utslipp av karbondioksid som har vært oppnådd i Storbritannia under Kyoto-avtalen (12,7 millioner tonn karbon per år).[92] Også andre steder i verden er dette fenomenet observert, og målinger fra slutten av 1990-årene og senere viser økte tap av karbon på grunn av stigende temperaturer. De fleste studiene er gjort i tempererte regioner, men en forventer mye større tap i kalde regioner. Et annet forhold er at denne positive tilbakekoblingen kan bli kompensert av økt plantevekst ved stigende temperaturer.[61]

Utslippet av oppløst organisk karbon i form av torv fra nedbørsmyr skjer til vann og vassdrag. Dette vil i neste omgang kunne slippes opp i atmosfæren når forråtning skjer, og slik utgjøre en positiv tilbakekobling for global oppvarming. Karbon som er lagret i myrområder utgjør 390–455 gigatonn, eller en tredjedel av de totale landbaserte karbonlagrene. Noe som utgjør over halvparten av den mengden karbon som allerede er i atmosfæren.[93] Nivåer av oppløst organisk karbon i vann og vassdrag er observert å være stigende. En hypotese er at det ikke er høyere temperaturer, men økte nivåer av atmosfærisk CO2 som er årsaken til dette, gjennom stimulering til økt primærproduksjon.[94][95]

Russisk taiga er en type boreal barskog og representerer et meget stort karbonlager.

Landbruksdepartementet i USA er bekymret for at skogdekkede områder i landet kan bli en nettobidragsyter til karbonutslipp rundt 2050. Dette ikke bare på grunn av skogbranner, men også tørke og barkbilleangrep ved varmere klima. Mye skog dør allerede på grunn av barkebiller. Som et mottiltak foreslås forskning på treslag som kan motstå varmere klima.[85]

Mange forskjellige kjemiske mekanismer kan påvirke atmosfærens O3-innhold. Ozon i troposfæren virker som en giftgass på planter, dermed kan dette redusere primærproduksjonen på landjorden. Dermed kan O3 virke som en indirekte drivhusgass ved å svekke opptaket av CO2 i biologiske prosesser.[86]

Andre gassutslipp, slik som dimetylsulfid frigjort fra havet, har indirekte virkninger. Disse er relatert til kondensasjon av skyer, som kan gi en negativ tilbakekobling. På den annen siden kan økt lagdeling i havet redusere utslippene av denne gassen.[96][86]

Tilbakekobling på grunn av skyer[rediger | rediger kilde]

Skyer reflekterer innkommenede solstråler og emiterer langbølget utgående stråling fra jorden. Det første har en nedkjølende effekt og det siste en oppvarmende effekt. En tendens med flere høye skyer ved ekvator vil bidra til positiv tilbakekoblingsmekanisme for det totale klimasystemet.

Global oppvarming forventes å endre utbredelsen og typen av skyer. Sett fra jorden avgir skyer langbølget stråling tilbake til jordoverflaten, kjent som atmosfærisk tilbakestråling, og slik utøver skyene en oppvarmende effekt. Sett ovenfra reflekterer skyer sollys og avgir langbølget stråling ut i verdensrommet, slik har skyene også en avkjølende effekt. Om nettoeffekten er oppvarming eller avkjøling avhenger av type skyer og høyde over bakken. Høye skyer har en tendens til å holde tilbake mer varme, og derfor har de et bidrag til positiv tilbakekobling, mens lave skyer normalt reflektere mer sollys, dermed har de har en negativ tilbakekobling. Disse detaljene var dårlig observert før anvendelsen av satellittdata og er vanskelig å representere i klimamodellene.[40][97] Klimapanelets femte hovedrapport fra 2013 var den første som hadde en større gjennomgang av den omfattende forskningen som er gjort på skyenes innvirkning på klimaendringene.[98]

En forventer en trend der de høye skyene vil stige til enda større høyder, noe som øker drivhuseffekten i varme klimasoner. Dette gir en tilbakekoblingsmekanisme avhengig av høyden til skyer som er positiv.[99] Årsaken er at langbølget stråling fra lavere lag i atmosfæren, og bakken som ellers ville gått ut i verdensrommet, blir emittert. Dermed blir denne energien forhindret fra å forlate klimasystemet.[100] En annen effekt er at stormsystemer og deres bevegelsesmønstre flyttes mot polene, noe som gir tørrere klima i subtropene og mer nedbør i nord. Dermed blir det en nettoendring der det blir mer overskyet i områder på høye breddegrader som fra før har mindre solinnstråling, dette gir en positiv tilbakekobling.[99] Denne tilbakekoblingen har forøvrig samme fysiske forklaring som vanndampens tilbakekobling nevnt over.

Skydannelse i middels og stor høyde har en tendens til å reduseres i varmere klima, men tilbakekoblingsmekanismer relatert til dette er usikre. Det samme gjelder tilbakekoblingsmekanismer relatert til lave skyer. Klimapanelets femte hovedrapport har estimert at skyer tilsammen representerer en tilbakekobling i intervallet –0,2 til +2,0 W/(m2 K), videre anslås sannsynlighet for negativ tilbakekobling til 17 %.[101]

Tilbakekoblingsmekanisme relatert til skyer representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[42] Tidsskalaen de virker på er dager til måneder.[43]

Tilbakekobling på grunn av aerosoler[rediger | rediger kilde]

Hver rød prikk over Sør-Amerika og Afrika representerer en brann som oppdages av et avansert høyoppløselige radiometer. Bildet viser også et aerosollag over hav basert på data fra National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) og er forårsaket av biomassebrenning og støv som blåses med vinden over Afrika.

Til aerosoler regnes små partikler av væske eller fast stoff i atmosfæren, men ikke skyer eller regndråper. Disse har naturlig opphav, eller er menneskeskapte. Aerosoler kan påvirke klimaet på forskjellige komplekse måter ved at de påvirker jordens strålingsbalanse og skydannelse. Studier tyder på at disse har blitt sluppet ut siden industrialiseringenen startet, og har gitt en avkjølende effekt. Dermed har de maskert noe av det økte strålingspådraget som utslipp av klimagasser gir. I fremtiden vil programmer for å redusere luftforurensning kunne gi mindre innhold av aerosoler, dermed vil strålingspådrivet øke.[102]

Interaksjon mellom skydannelse og aerosoler er en av de mest usikre mekanismer for påvirkning av strålingspådrivet. Aerosloer påvirker mengden av dråper i skyer som har betydning for skyenes hvithet, som igjen påvirker deres evne til å reflektere sollys. En tror også at aerosloer påvirker skyenes livsløp. Studier tyder på aerosler har en samvirkning med skyer, dermed er aerosler både noe som kan ha betydning ikke bare for strålingspådriv, men også være en tilbakekoblingsmekanisme.[103] Tilbakekoblingsmekanisme relatert til atmosfærekjemi representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[42] Tidsskalaen de virker på er hele spennet fra timer til århundrer.[43]

Negative tilbakekoblingsmekanismer[rediger | rediger kilde]

Negative tilbakekoblingsmekanismer er mindre virkningsfulle sett i sammenheng med økt strålingspådriv. Disse reduserer hastigheten av oppvarmingen, men kan ikke alene forårsake global nedkjøling.[104]

Langbølget stråling fra jorden[rediger | rediger kilde]

Pilene øverst viser langbølget varmsestråling (infrarødt lys) ut fra atmosfæren (bred pil) og fra jordoverflaten (smal pil) til verdensrommet.

Når temperaturen for et svart legeme øker, vil utslipp av langbølget varmestråling øke med den fjerde potensen av legemets absolutte temperatur. Dette i henhold til Stefan–Boltzmanns-lov forklart tidligere. I denne sammenhengen er det vanlig å betrakte jordkloden som et svart legeme som emitterer varmestråling ut i verdensrommet. Dette øker styrken av utgående stråling når jordoverflaten får høyere temperatur. Denne er også kalt Planck-tilbakekobling, og er den sterkeste negative tilbakekoblingen.[20]

Klimamodeller gir en verdi for Planck-tilbakekobling på -3,2 w/(m2K).[15]

Karbonsyklusens negative tilbakekoblionger[rediger | rediger kilde]

Diagrammet viser karbon-
syklusen med lagring og årlig utveksling av karbon mellom jordens atmosfære, hydrosfæren og geosfæren i gigatonn, eller milliarder tonn, karbon (GtC). Ved å å utnytte fossil energi legges det til 5,5 GtC for hert år i atmosfæren. Diagrammet viser at en stor del av atmosfærens karbon tas opp av havet, noe som på lang sikt fører til havforsuring.

Det største karbonsluket er havet som tar opp CO2-gass via mekanismer som har å gjøre med at havvann fysisk har evne til å løse opp karbondioksid, samt biologiske prosesser der CO2 inngår.[105] Havet har hatt en økende evne til å ta opp CO2, slik at en økende mengde av gassen i atmosfæren har ført til økende opptak.[86]

Tilbakekoblingsmekanisme relatert til karbonsyklusen representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[42] Tidsskalaen de virker på er hele spennet fra dager til århundrer.[43]

Den uorganiske karbonpumpen[rediger | rediger kilde]

Ifølge Le Chateliers prinsipp vil den kjemisk likevekten for jordens karbonkretsløp endres som en respons på menneskeskapte CO2-utslipp. Den primære driveren for dette er havet, som absorberer den menneskeskapte tilførselen av CO2 via den såkalte karbonpumpen. I dag utgjør dette bare om lag en tredjedel av dagens utslipp, men til syvende og sist vil det meste, rundt 75 %, av den CO2-gassen som slippes ut på grunn av menneskelige aktiviteter, løses opp i havet over flere århundrer.[106] Imidlertid er hastigheten som havet vil ta CO2 opp i fremtiden være mindre sikkert, og vil bli påvirket av en forventet lagdeling forårsaket av oppvarming og eventuelt endringer i havets thermohalin sirkulasjon. Med andre ord en svekkelse av havstrømmene.[107][108]

Emiliania huxleyi sett i et elektronmikroskop. Dette planteplanktonet tar opp CO2 for å produserer organiske molekyler som oppretholder deres livsprosess. De tar også opp Ca2+- og HCO3--ioner for å syntetisere de ytre delen (skjellene) som består av CaCO3. I prosessen med å lage CaCO3 produserer de også CO2. Som levende organismer er det usikkert hvorvidt coccolithophorene representerer en nettsluk eller kilde til CO2, men totalt sett representerer de allikevel en av de største kilden til CO2-opptak.

CO2 løses opp i sjøvann og det skjer en kjemisk reaksjon der det dannes karbonsyre (H2CO3). H2CO3 reagerer videre og danner hydrogenioner, som reagerer med karbonat (CO32-) oppløst fra havets kalkstein og andre mineraler, som igjen reagerer og danner hydrogenkarbonat (HCO3-). Dette uorganiske karbonet, som ikke innlemmes i organisk karbon via fotosyntese, blir til uoppløselige ioniske salter, hvorav størstedelen er kalsiumkarbonat (Ca2CO3). Ca2CO3 er uoppløselig, og blir til bunnfall. Imidlertid er det mange organismer i havet som bruker Ca2CO3 som byggesteiner, for eksempel koraller, skalldyr og plankton.[109][110]

Koralbleking som her har en rekke årsaker, en av dem er økt havtemperatur på grunn av global oppvarming.

Etter hvert som CO2-konsentrasjonen i atmosfæren øker, tas stadig mer CO2 opp i havet. Konsentrasjonen av H+-ioner øker, mens konsentrasjonen av CaCO3 og CO32--ioner reduseres. Effekten av dette er at havets pH-verdi øker og havet blir surt, en prosess kjent som havforsuring. Surheten i de øverste vannlagene har blitt redusert fra 8,2 til 8,1 pH de siste hundre år. På denne tiden har havet tatt opp 100 GtC eller omtrent 370 Gt (Gigatonn) CO2[109][110]

Desto varmere overflaten av havet blir, desto vanskeligere blir det for vinden å skape turbulens og omrøring som får vann fra dypere lag til overflaten. Havet blir på grunn av dette roligere og lagdeling oppstår. Når tilgangen på friskt karbonatrikt vann reduseres fører dette til CO2-meting av de øvre lagene av sjøvannet. Effekten av dette er reduserte livsbetingelser for planteplankton, dermed reduseres også CO2-opptaket fra fotosyntesen i planteplankton.[109]

I tillegg til vind som lager turbulens og omrøring i havet, er havstrømmene også med på å føre vann fra havdypet opp til overflaten. Men til forskjell fra vinden, er dette sirkulasjoner som skjer på spesielle geografiske steder. Det er også slik at havet slipper ut CO2. Havstrømmene deles inn i varme overflatestrømmer, slik som Golfstrømmen, og kalde bunnstrømmer som Labradorstrømmen. CO2 fra atmosfæren tas opp der det foregår såkalt dypvannsformasjon, for eksempel der Golfstrømmen synker ned i havdypet i Nord-Altalnteren. Karbonet som blir med strømmen ned mot havbunnen blir også oppløst, dermed er de store havstrømmene del av den uorganiske karbonpumpen. Omrøring på grunn av vind i de høyere vannlagene gir oppløsning av CO2 i løpet av noen år, men likevekt for de store havstrømmens del av karbonpumpen kan ta hundrevis av år.[109][110]

Havets evne til å ta opp CO2 er en sterk negativ tilbakekobling som funksjon av konsentrasjon, mens effekten av oppvarming og mindre CO2-opptak er i dag (2015) en svak positiv tilbakekobling.[86]

Den organiske karbonpumpen[rediger | rediger kilde]

Netto primærproduksjon endres som en respons på økt CO2, fordi plantenes fotosyntese økter som respons på økende konsentrasjoner av CO2.[111] Dette er en sterk negativ tilbakekobling, og en annen har å gjøre med økt primærproduksjon på grunn av endret klima.[88]

Med økte nivåer av CO2 i atmosfæren øker effekten av fotosyntesen, som i neste omgang øker utnyttelsen av vann i planter, samt at varmestrålingen reduseres. Feltstudier har vist at netto primærproduksjon kan økes med 20 til 25 % ved en dobling av CO2-konsentrasjonen i atmosfæren fra førindustriell tid. Det er også påvist en økt evne for vegetasjonen i tempererte soner til å lagre karbon over flere år når CO2-konsentrasjonen øker. Men det er også påvist motsatt effekt for noen planter og økosystemer. Imidlertid er det store usikkerheter om styrken av denne tilbakekoblingen. En antar også at det er sannsynlig at tilstedeværelse av reaktiv nitrogen er med på å gi denne effekten, spesielt i skog.[112]

Mange studier er gjort og viser et stort intervall for graden av tilbakekoblingen for landjordens respons på økt CO2-innhold i atmosfæren. Variasjonen er fra cirka -0,2 til -1,9 W/(m2K), med et gjennomsnitt på cirka -1,1 W/(m2K). Om nitrogenkretsløpet og dets innvirkning på karbonkretsløpet inkluderes blir gjennomsnittet -1,6 W/(m2K). Når det gjelder havet som karbonsluk er parameteren for denne tilbakekoblingen i forskjellige studier funnet til å være rundt -0,6 til -1,4 W/(m2K), med et gjennomsnitt på rundt -0,9 W/(m2K). Alle disse tilbakekoblingene er relatert til konsentrasjonen av CO2 i atmosfæren, altså at økt konsentrasjon fører til økt opptakt av CO2. Flere andre tilbakekoblinger relatert til karbonkretsløpet er også forsøkt kvantifisert, men disse er mindre i størrelse og mer usikre.[88]

Opptaket av menneskeskapt CO2 i havet er i hovedsak en respons på økt nivå av CO2-innhold i atmosfæren. Effekten er styrt av hvor fort CO2 kan transporteres fra overflatelagene til dypet.[113] Opptaket av CO2 i havet skjer ved at planteplankton trenger dette til sin fotosyntese.[109]

Det er i henhold til klimapanelets femte hovedrapport meget sannsynlig at global oppvarming vil gi mindre oppløst O2 i havet. Dette på grunn av at høyere temperatur reduserer opptaksevnen, men også på grunn av økt lagdeling i havet. En konsekvens av dette er påvirkning av havets sirkulasjon av karbon og næringsstoffer, havets produktivitet og habitat. Modellstudier forklarer også at reduksjonen har sammenheng med redusert blanding på grunn av vind, samt redusert dypvannsdannelse.[114]

Kjemisk forvitring[rediger | rediger kilde]

Kjemisk forvitring over geologiske tidsskala er med på å fjerne CO2 fra atmosfæren. Med dagens globale oppvarming, er forvitring økende, noe som demonstrerer betydelig tilbakekoblinger mellom klimaet og jordens overflate.[115] Biosequestration er den biologiske prosessen der levende organismer fanger opp og lagrer CO2. Dannelsen av skjell av organismer i havet, over svært lang tid, fjerner CO2 fra havene.[116] Fullstendig konvertering av CO2 til kalkstein tar tusenvis til hundrevis av tusenvis av år.[117]

Temperaturfall oppover i atmosfæren[rediger | rediger kilde]

Atmosfærens temperatur avtar med høyden oppover i troposfæren, altså den nederste delen av atmosfæren der mesteparten av været foregår. Siden utslipp av infrarød langbølget stråling varierer med temperaturen, vil langbølget stråling som slipper unna og opp i verdensrommet fra den relativt kalde øvre atmosfæren, være mindre enn det som slippes ut fra bakken fra den lavere delen av atmosfæren. Dermed vil styrke av drivhuseffekten avhenge av atmosfærens synkende temperatur oppover i høyden. Både teori og klimamodeller tyder på at global oppvarming vil redusere graden av temperaturfall oppover i høyden, noe som gir et negativ tilbakekoblingsmekanisme for adiabatisk temperaturendring.[f][118] Årsaken til dette er en tilbakekobling avhengig av global gjennomsnittstemperatur, der økt temperatur høyt opp i atmosfæren gir større varestråling ut i verdensrommet.[119]

Tilbakekoblingsmekanisme relatert til temperaturfall oppover i atmosfæren representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[42] Tidsskalaen den virker på er timer.[43]

Tilbakekoblinger relatert til sammenhenger mellom nitrogen- og karbonsyklusen[rediger | rediger kilde]

Bruk av kunstgjødsel er en påvirkning av nitrogen- og karbonsyklusen som kan danne tilbakekoblingsmekanismer. Det er usikkerhet både om styrken og fortegnet for påvirkningen.

Som nevnt innledningsvis er det tre viktige prosesserer for utslipp av reaktivt nitrogen og klima: Utslipp av N2O ved produksjon av kunstgjødsel og forbrenning, som er en potent drivhusgass. Videre utslipp av NOx som skaper ozon (O3) i troposfæren som gir stor drivhuseffekt, men som også reduserer metan (CH4) og i tillegg bidrar til aerosoldannelse som har en nedkjølende effekt, samt at en indirekte nedkjølende effekt på grunn av skydannelse. En tredje prosess er utslipp av NO3 som gir aerosoldannelse. Alle de tre første NOx-bidragene, samt NO3, bidrar til nedkjøling.[38]

Nitrogen i jordsmonnet vil generelt stimulere plantevekst, altså bidra til å øke netto primærproduksjon. Men forskere har også begynt å interessere seg for effekter av motsatt effekt, blant annet utslipp av drivhusgassen NO2 fra jordsmonn som gjødsles med kunstgjødsel.[120]

Prosesser som gir indirekte kobling mellom menneskeskapt reaktivt nitrogen og klimaendringer er: Endringer i jordsmonnets nedbryting av organisk materiale der nitrogen inngår og der CO2-utslipp påvirkes. En annen endring er biosfærens evne til å oppta CO2.[38] Halvparten av all CO2 som slippes ut i atmosfæren tas opp av biosfæren, og reaktivt nitrogen har påvirkning på opptaket av CO2 i organismer på landjorden, elver og sjø. Dette skjer ved at det gir økt biologisk produksjon og reduserer hastigheten av biologisk nedbrytning, som øker CO2-opptaket. Men det finnes også tilfeller der nitrogen akselerer organisk nedbryting, slik at det hemmer nettoopptaket av CO2. Dessuten påvirker det opptaket av CO2 i havet, noe som i sin tur forsurer havet og har en reduserende effekt på CO2-opptaket. En tredje indirekte påvirkning er en generell økning av havets primærproduksjon som øker opptaket av CO2. En fjerde effekt er dannelse av O3 i troposfæren som igjen gir dannelse av flyktige organiske forbindelser som reduserer plantevekst og dermed har en reduserende effekt på CO2-opptaket. Totalt er alle disse prosessene estimert til å gi en nedkjøende effekt, beregnet til å redusere strålingspådrivet med 0,24 W/m2.[121]

Påvirkning av nitrogensyklusen er forventet å påvirke klimasystemets kilder til CO2-utslipp og -opptak, samt en effekt på utslippene av NO2-utslipp fra land og hav. Imidlertid er prosessene mange og meget komplekse, blant annet involverer de prosesser i atmosfæren, land og sjø. Sikkerheten for størrelsen, og om de gir positiv eller negative tilbakekoblinger er lav.[87]

Tilbakekoblingsmekanisme relatert til biokjemiske prosesser representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[42] Tidsskalaen den virker på er timer.[43]

Havstrømninger og varmeopptak[rediger | rediger kilde]

Den termohalin sirkulasjon er sterke havstrømmer som forbinder verdenshavene. Som navnet antyder drives de av ulikheter i temperatur og saltinhold. Overflatestrømmene er varme og de dype strømmene er kalde.

Verdenshavene utgjør et enormt termisk energilager, i tillegg til at det finnes sterke strømninger som transporterer varme fra lave til høye breddegrader. Det har vært studier som har påvist muligheten for at Golfstrømmen kan svekkes på grunn av global oppvarming. Andre studier derimot har ikke gitt grunnlag for en slik svekkelse kan skje. Om en slik svekkelse vil skje vil det virke som en negativ tilbakekobling for områder i Nord-Atlanteren, ved at mindre varme transporteres fra sørlige farvann.[122] En mekanisme for denne svekkelsen er tilførsel av smeltevann ut i havet vil redusere dypvanndannelsen i i Nord-Atlanteren. Disse mekanismene er ikke godt forstått.[123]

En tilbakekobling relatert til vind i Nord-Atlanteren er også mulig. Vinder mot nord har betydning for transport av vannmassene i Golfstrømmen mot områdene der dypvannsdannelse finner sted. Økt intensitet av lavtrykkssystemer kan ha to effekter: For det første sterkere innstrømming av varmt vann fra lave breddegrader, samt transport av vann med svekket saltinnhold mot sør. For det andre kan det øke varmetapet fra havet i nordområdene på grunn av større vindhastighet. Dette vil kunne svekke Golfstrømmen.[124]

Kunnskapen om disse mekanismene er begrensede.[125] Mye forskning rundt disse forholdene blir gjort, blant annet av Norsk polarinstitutt.

Havets vannmasser representerer en tilbakekoblingsmekanisme som primært har betydning for den transiente tilbakekoblingen, altså tiden det tar for ny likevektstilstand opprettes.[42] Tidsskalaen den virker på er årtier til århundrer. Generelt er en usikker på om havstrømmer representerer positive eller negative tilbakekoblinger.[43]

Fremtidig respons og endring av tilbakekoblingsmekanismene[rediger | rediger kilde]

Ny likevekt og et nytt klima[rediger | rediger kilde]

Globale middeltemperaturer de siste 5,3 millioner år øverst og de siste 800 000 år nederst. Sivilisasjoner utviklet seg de siste 10 000 år i perioden kalt Holocen, en periode med meget stabile temperaturer og klima.

Etter en endring av strålingspådrivet og etter at tilbakekoblingsmekanismene har virket vil klimasystemet komme til en ny likevekt. Det vil si at en ny og høyere global gjennomsnittstemperatur til slutt oppstår, etter at overveiende positive tilbakekoblinger har fått virke etter en økning av strålingspådrivet.[126] På grunn av den store tregheten i klimasystemet vil den globale oppvarmingen fortsette etter 2100 for nesten alle scenarier som klimapanelet har undersøkt. Selv om klimagassutslipp stoppes vil de høye overflatetemperaturene på jorden fortsatt være tilsted i flere hundre år. Bare en sterk reduksjon av atmosfærens klimagasser kan endre på dette.[127]

I klimapanelets femte hovedrapport er klimatilbakekoblingsparameteren totalt oppgitt til en middelverdi på α = 1,23 W/(m2K). Dette tilsvarer responsen på et effektivt strålingspådriv etter en dobling av CO2-nivået på 3,7 W/m2. Videre vil likevekts klimafølsomheten for dette være 3 °C. Det vil si at en gjennomsnittlig global temperaturøkning på 3 °C forventes etter en dobling av atmosfærens CO2-nivå. Den femte hovedrapporten sier videre at klimatilbakekoblingsparameteren er «sannsynlig» (likely) med sannsynlighet 66–100 % å være i intervallet 0,82–2,47 W/(m2K). Noe som korresponderer med et intervall for strålingspådrivet på 2,96–4,44 W/m2 og en klimafølsomhet ved likevekt på 1,5–4,5 °C. Disse tallene bygger på analyser av endringer av jordens energibudsjett fra 1970 opp til rapporten ble utgitt i 2013.[128]

For å få et perspektiv på denne temperaturendring, kan en sammenlignet med historiske data over lange tidsserier være interessant. Grafen over viser global gjennomsnittstemperatur fra full istid til etablert mellomistid, hvor temperaturen har variert innenfor intervallet 5–6 °C. Et annet forhold er at tidligere temperaturendringer mellom istidene har vært betydelig tregere enn dagens endring.[129]

Løpske og irreversible klimaendringer[rediger | rediger kilde]

Løpske klimaendringer er en hypotese for at klimaet kan passere et vippepunkt etter at akumulerte klimaendringer og forsterkende positive tilbakekoblinger har fått virke. Uttrykket har vært brukt innenfor astronomien for å beskrive en kraftig drivhuseffekt der klimaet utvikler seg katastrofalt fra den opprinnelige tilstanden og forblir permanent. Dette kan ha skjedd på Venus, teorien er at planeten hadde hav og sjøer, men at alt vann forsvant som hydrogen ut i verdensrommet.[130][131]

Den vitenskapelige konsensus ifølge klimapanelets fjerde hovedrapport er at «Antropogen oppvarming kan føre til noen effekter som er brå eller irreversible, avhengig av klima og omfanget av klimaendringene.»[132] Dette er imidlertid prosesser som er svakere enn «løpske endringer». I forberedelsene med arbeidet frem til den femte hovedrapport kom klimapanelet med denne uttalelsen: «løpske klimaendrigner – analoge til Venus – synes å ha så å si ingen sannsynlighet for å kunne skje på grunn av menneskelige aktiviteter».[133]

Lav risiko for brå klimaendringer[rediger | rediger kilde]

Klimapanelets femte hovedrapport beskriver brå klimaendringer som storskal endringer av klimasystemet i løpet av noen tiår, som fortsetter minst i noen tiår, og gir store forstyrrelser i naturlige- eller menneskelige systemer. Eksempler på dette er havsirkulasjonen i nordlige Atlanterhavet (The North Atlantic Meridional Overturning Circulation), utslipp av metan fra metanklatrat, at tropisk og boreale skoger dør ut, at sommerisen i Arktisk forsvinner eller langtids tørke. Hovedrapporten beskriver at det riktignok finnes informasjon om konsekvenser av slike hendelser, men at det er liten sikkerhet og heller ikke konsensus når det gjelder sannsynligheten for disse.[134]

Videre definerer klimapanelet en irreversibel klimaendring slik: Dersom tidskalaen for gjenoppretting fra denne tilstanden, på grunn av naturlige prosesser, er betydelig lenger enn tiden det tar for systemet å nå den forstyrede tilstanden. Slike hendelser kan oppstå fordi tidsskalaer for forstyrrelser og gjenopprettingsprosesser er forskjellige, eller fordi klimaendringer kan vedvare på grunn av den lange oppholdstiden for CO2 i atmosfæren. Mens endringer i arktisk sjøis, langvarig tørke og monsumsirkulasjon vurderes til å være reversibel i løpet av noen år eller årtier, kan tropisk eller boreal skog som dør bare gjenoppstå i løpet av flere århundrer. Endringer relatert til karbonutslipp fra metanklarat eller permafrost, iskollaps på Grønland eller Antarktis kan være irreversibel over flere årtusener etter forstyrrelsen.[134]

Delegasjonslederne ved klimatoppmøtet i Paris som resulterte i Parisavtalen.

Parisavtalen er en avtale inngått mellom verdens ledere i Paris i 2016 om å holde økningen i den globale gjennomsnittstemperaturen godt under 2°C sammenlignet med førindustrielt nivå. Men også tilstrebe å begrense temperaturøkningen til 1,5°C. Det er også enighet om å øke evnen til å tilpasse seg klimaendringene, fremme klimarobusthet og en lavutslippsutvikling, på en måte som ikke setter matproduksjonen i fare.[135]

Noen alvorlige hendelser som uansett forventes å skje er beskrevet i klimapanelets femte hovedrapport, blant annet økende havnivået og hyppigere hetebølger i områder som i dag allerede har høye temperaturer. Økt smelting av isbreer, vann fra Grønlandsisen og termisk ekspansjon av havvannet er forventet å gi en havnivåøkning på gjennomsnittlig mellom 0,26 og 0,98 meter innen 2100. Det store usikkerhetsintervallet skylles resultater fra forskjellige klimamodeller, og forskjellige scenarier for CO2-utslipp. Sikkerheten for disse estimatene er satt til «sannsynlig» (likely) med sannsynlighet 66–100 %.[136][77] Det er imidlertid forskning siden denne ble utgitt som antyder at det i verste fall kan foreventes en dobling av intervallet, slik at havnivåstigningen i verste fall kan bli 2 meter, noe som vil ha svært alvorlige konsekvenser for blant annet mange kystbyer.[137][138]

Scenarier for klimaendringer med lav sannsynlighet og store konsekvenser[rediger | rediger kilde]

Om dagens økning av CO2-utslipp fortsetter i et scenario av typen «business as usual», kan det innen 2100 det forventes en gjennomsnittlig global temperaturøkning på 4 til 5 ºC. Dette i henhold til en artikkel i New York Magazine i juli 2017 basert på en rekke intervjuer med klimaforskere. Temperaturøkningen vil være større desto nærmere polene en kommer, dermed står en i fare for at et betydelig bidrag fra issmelting i Arktis. Grønlandsisen vil under et slikt scenario tine raskere, det samme vil sjøisen ved Nordpolen, noe som kan ha potensiale for å påvirke Golfstrømmen.[137] Artikkelen legger vekt på scenarier med sterke positiv klimatilbakakobling (stor klimafølsomhet), hendelser med lav sannsynlig og store fremtidige utslipp av drivhusgasser.[139]

En vitenskapelig artikkel utgitt i Science Advances antyder mulighet for enda større temperaturøkning, med en økning til 7,4 ºC som høyeste estimat. Dette på grunn av at forskerne har funnet at klimaet er mer følsomt for økt innhold av drivhusgasser ved økende temperaturer. Usikkerheten rundt dette er imidlertid stor, og temperaturintervallet er derfor også vidt.[140][141]

Tidligere direktør for NASA Goddard Institute for Space Studies i New York, James Hansen, holder foredrag på Klimaforum i Oslo dagen etter at han mottok Sofieprisen. I 2015 sendt han et personlig brev til statsminister Erna Solberg hvor han ber om stopp i oljeboringen utenfor Nord-Norge.[142] Hansen forlot sin forskerstilling i NASA og har siden vært miljøaktivist og samfunns-debattant. Han har vært arrestert flere ganger på grunn av deltagelse i protestdemonstrasjoner.

En konsekvens av store klimaendringer er så høye temperaturer i tropene at det vil være vanskelig å oppholde seg utendørs i disse landene.[137] Selv uten store klimaendringer som nevnt over forventes redusert matproduktivitet, spesielt i landbruket og fiskeriene. Andre konsekvenser er tørke og redusert tilgang på ferskvann. I alle subtropiske områder forventes redusert tilgang på vann. Spesielt kan dette bli et problem for matsikkerhet på grunn av økende behov ved befolkningsvekst. På høyere bredegrader kan temperaturøkninger gi større landbruksproduktivitet, men forventet økninger av ekstremværhendelser kan motvirke effekten.[137][143] Med stigende temperaturer står en også foran en økende risiko for abrupte og irreversibel klimaendringer. Imidlertrid er risikoen for å krysse slike terskler i klimasystemet usikre, det samme gjelder for menneskeskapte systemer som er avhengig av naturlige systemer, men risikoen stiger med økende temperatur.[144]

Et scenario med «business as usual» vil kunne føre til at CO2-nivået i atmosfæren øker fra dagens (2016) rundt 400 ppm til 1000 ppm eller mer.[145] Et nivå på rundt 1000 ppm er så høyt at menneskets kognitive evner reduseres med cirka 20 %.[146] I et så varmt klima som da forventes vil det også kunne dannes bakkenær ozon i såpass store konsentrasjoner at det utgjør en helserisiko. En annen helserisiko er partikler fra forbrenning av fossilt brensel og skog, som kan forventes å øke mye, spesielt om skoger som Amazonas i økende grad utsettes for skogbrann på grunn av uttørking. Dette er også blant de mulige tilbakekoblingsmekanismer som er nevnt over. Andre uheldige konsekvenser er mulig økt havforsuring med påfølgende alvorlige konsekvenser for marine organismer. I tillegg vil konsekvensene nevnt over gjøre seg gjeldende i enda større grad.[147]

Spesielt har James Hansen, særlig kjent for å ha introdusert begrepet tipping point og forsket på tilbakekoblingsmekanismer, advart mot farlige klimaendringer.[148] Han og kolleger ved NASA er også kjent for å ha introdusert 350 ppm CO2 i atmosfæren som en øvre sikker grense for å unngå skadelige klimaendringer.[149] I 2013 skrev han og andre klimaforskere artikkelen «Vurdering av "Farlig Klimaendring": Nødvendig reduksjon av karbonutslipp for å beskytte unge mennesker, fremtidige generasjoner og natur» der det advares mot fremtidige konsekvenser av klimaendringer. Blant annet sies det at et mål om å stabilisere fremtidig temperatur på 2 °C over førindustrielt nivå vil «[] forventes å forårsake store klimaendringer med katastrofale konsekvenser». Dette fordi tilbakekoblingsmekanismer da vil skape større klimaendringer på sikt ved så høyt nivå av karbondioksid i atmosfæren.[150]

Se også[rediger | rediger kilde]

Noter[rediger | rediger kilde]

Type numrering
  1. ^ Engelsk: «Planck feedback», ukjent om et norsk term er etablert.
  2. ^ Engelsk: «Climate feedback parameter», ukjent om norsk term er etablert.
  3. ^ Engelsk: «Climate sensitivity parameter», ukjent om norsk term er etablert.
  4. ^ Engelsk: «Reference climate sensitivity», ukjent om norsk term er etablert.
  5. ^ Engelsk: «Climate feedback factor», ukjent om norsk term er etablert.
  6. ^ Engelsk: «Lapse rate», som også brukes på norsk.

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ Larry D. Dyke, Wendy E. Sladen (2010). «Permafrost and Peatland Evolution in the Northern Hudson Bay Lowland, Manitoba». ARCTIC. 63. doi:10.14430/arctic3332. 
  2. ^ «Tilbakekoblingsmekanisme». Språkrådet. 16. januar 2017. Besøkt 25. august 2017. 
  3. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 1450.
  4. ^ a b Roe, Gerard (2008). «Feedbacks, Timescales, and Seeing Red». Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 37: 93–115. doi:10.1146/annurev.earth.061008.134734. Arkivert fra originalen 7. oktober 2017. 
  5. ^ US NRC (2012), Climate Change: Evidence, Impacts, and Choices, US National Research Council (US NRC), http://www.scribd.com/doc/98458016/Climate-Change-Lines-of-Evidence , p.9.
  6. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 16.
  7. ^ Andrew Ford (2010). «Chapter 9: Information feedback and causal loop diagrams». Modeling the Environment. Island Press. s. 99 ff. ISBN 9781610914253. 
  8. ^ a b Human Population and the Environmental Crisis. Jones & Bartlett Learning. 1996. s. 42. ISBN 9780867209662. 
  9. ^ Keesing, R.M. (1981). Cultural anthropology: A contemporary perspective (2nd ed.) p.149. Sydney: Holt, Rinehard & Winston, Inc.
  10. ^ Rahmstorf, Stefan (2008). Global Warming: Looking Beyond Kyoto (PDF). Brookings Institution Press. ISBN 978-0-8157-9714-2. 
  11. ^ http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/ch8s8-6-3-1.html
  12. ^ IPCC. «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. Pg 53» (PDF). 
  13. ^ «Climate Change 2007: Working Group I: The Physical Science Basis, What Factors Determine Earth’s Climate?». IPCC. 30. november 2016. Besøkt 17. august 2017. 
  14. ^ a b c Rose, Brian E. J. «Lecture 1: Planetary energy budget». University at Albany. Besøkt 8. august 2017. 
  15. ^ a b c d e f g Goosse H., P.Y. Barriat, W. Lefebvre, M.F. Loutre and V. Zunz (2008). «Kapittel 4 The response of the climate system to a perturbation». Introduction to climate dynamics and climate modeling (PDF). Université catholique de Louvain. s. 205. 
  16. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 1450.
  17. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 39.
  18. ^ Bony, Sandrer m.fl. (1. august 2006). «How Well Do We Understand and Evaluate Climate Change Feedback Processes?» (PDF). JOURNAL OF CLIMATE. 19: 3445. doi:10.1175/JCLI3819.1. 
  19. ^ Goosse H., P.Y. Barriat, W. Lefebvre, M.F. Loutre and V. Zunz (2008). «Kapittel 2 The Energy balance, hydrological and carbon cycles». Introduction to climate dynamics and climate modeling (PDF). Université catholique de Louvain. s. 205. 
  20. ^ a b c d e f 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. 
  21. ^ a b Zaliapin, I. og Ghil, M. (2010). «Another look at climate sensitivity» (PDF). Nonlinear Processes in Geophysics. 17: 113–122. doi:10.5194/npg-17-113-2010. 
  22. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 1450.
  23. ^ Asgeir Sorteberg. «Recommended Reading – Mathematical Expression of Climate feedbacks». Universitetet i Bergen. Besøkt 25. august 2017. 
  24. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 445.
  25. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 467.
  26. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 470.
  27. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 526.
  28. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 474.
  29. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 472.
  30. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 487.
  31. ^ Eggleton, R. A. Eggleton, Tony (2013). A Short Introduction to Climate Change. Cambridge University Press. s. 52. 
  32. ^ Dlugokencky, E (5. februar 2016). «Annual Mean Carbon Dioxide Data». National Oceanic & Atmospheric Administration. Besøkt 12. februar 2016. 
  33. ^ Amos, J (4. september 2006). «Deep ice tells long climate story». BBC News. Besøkt 28. april 2010. 
  34. ^ Climate Change 2001: The Scientific Basis
  35. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 473.
  36. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 474.
  37. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 475.
  38. ^ a b c d Stocker et al: Fifth Assessment Report side 477.
  39. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 666.
  40. ^ a b 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. «Interestingly, the true feedback is consistently weaker than the constant relative humidity value, implying a small but robust reduction in relative humidity in all models on average clouds appear to provide a positive feedback in all models» 
  41. ^ Science Magazine February 19, 2009 Arkivert 14. juli 2010 hos Wayback Machine.
  42. ^ a b c d e f g h i Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 8.
  43. ^ a b c d e f g h i Stocker et al: Fifth Assessment Report side 128.
  44. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 667.
  45. ^ Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 447.
  46. ^ Hansen, J., "2008: Tipping point: Perspective of a climatologist." Arkivert 22. oktober 2011 hos Wayback Machine.
  47. ^ Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 448.
  48. ^ «The cryosphere today». University of Illinois at Urbana-Champagne Polar Research Group. Besøkt 2. januar 2008. 
  49. ^ «Arctic Sea Ice News Fall 2007». National Snow and Ice Data Center. Besøkt 2. januar 2008. .
  50. ^ «Arctic ice levels at record low opening Northwest Passage». Wikinews. 16. september 2007. 
  51. ^ «Avoiding dangerous climate change» (PDF). The Met Office. 2008. s. 9. Arkivert fra originalen (PDF) 29. desember 2010. Besøkt 29. august 2008. 
  52. ^ Adam, D. (5. september 2007). «Ice-free Arctic could be here in 23 years». The Guardian. Besøkt 2. januar 2008. 
  53. ^ «Antarctic cooling, global warming?». RealClimate. Besøkt 20. januar 2008. 
  54. ^ «Southern hemisphere sea ice area». Cryosphere Today. Arkivert fra originalen 13. januar 2008. Besøkt 20. januar 2008. 
  55. ^ «Global sea ice area». Cryosphere Today. Arkivert fra originalen 10. januar 2008. Besøkt 20. januar 2008. 
  56. ^ a b Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 449.
  57. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 55.
  58. ^ http://www.sciencedaily.com/releases/2011/03/110325022352.htm
  59. ^ Stocker et al: Fifth assessment report side 819.
  60. ^ a b c Stocker et al: Fifth Assessment Report side 530.
  61. ^ a b Kevin Dennehy (30. november 2016). «Losses of soil carbon under global warming might equal U.S. emissions». Yale News. Besøkt 12. august 2017. 
  62. ^ Fred Pearce (11. august 2005). «Climate warning as Siberia melts». New Scientist. Besøkt 30. desember 2007. 
  63. ^ Ian Sample (11. august 2005). «Warming Hits 'Tipping Point'». Guardian. Besøkt 30. desember 2007. [død lenke]
  64. ^ Kvenvolden, K. A. (1988). «Methane Hydrates and Global Climate». Global Biogeochemical Cycles. 2 (3): 221. Bibcode:1988GBioC...2..221K. doi:10.1029/GB002i003p00221. 
  65. ^ Zimov, A.; Schuur, A.; Chapin Fs, D. (Juni 2006). «Climate change. Permafrost and the global carbon budget». Science. 312 (5780): 1612–1613. ISSN 0036-8075. PMID 16778046. doi:10.1126/science.1128908. 
  66. ^ Repo, M. E.; Susiluoto, S.; Lind, S. E.; Jokinen, S.; Elsakov, V.; Biasi, C.; Virtanen, T.; Martikainen, P. J. (2009). «Large N2O emissions from cryoturbated peat soil in tundra». Nature Geoscience. 2 (3): 189. Bibcode:2009NatGe...2..189R. doi:10.1038/ngeo434. 
  67. ^ Heimann, Martin (17. januar 2008). «Terrestrial ecosystem carbon dynamics and climate feedbacks». Nature. 451 (7176): 289–292. Bibcode:2008Natur.451..289H. PMID 18202646. doi:10.1038/nature06591. Besøkt 15. mars 2010. 
  68. ^ James M. Vose, David L. Peterson, and Toral Patel-Weynand (2012). Effects of Climatic Variability and Change on Forest Ecosystems: A Comprehensive Science Synthesis for the U.S. Forest Sector, Pacific Northwest Research Station (PDF). U.S. Department of Agriculture, Pacific Northwest Research Station. s. 205. 
  69. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 531.
  70. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 531.
  71. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 528.
  72. ^ Archer, D (2007). «Methane hydrate stability and anthropogenic climate change». Biogeosciences Discuss. 4: 993–1057. doi:10.5194/bgd-4-993-2007. 
  73. ^ Connor, Steve (23. september 2008). «Exclusive: The methane time bomb». The Independent. Besøkt 3. oktober 2008. 
  74. ^ Connor, Steve (25. september 2008). «Hundreds of methane 'plumes' discovered». The Independent. Besøkt 3. oktober 2008. 
  75. ^ «Methane release on the Arctic East Siberian shelf» (PDF). Geophysical Research Abstracts. 9: 01071. 2007. 
  76. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 508.
  77. ^ a b 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. 
  78. ^ a b c d Rasmussen, Carol og Ramsayer, Kate (11. november 2015). «Seven case studies in carbon and climate». NASA. 
  79. ^ a b Cook, K. H.; Vizy, E. K. (2008). «Effects of Twenty-First-Century Climate Change on the Amazon Rain Forest». Journal of Climate. 21 (3): 542–821. Bibcode:2008JCli...21..542C. doi:10.1175/2007JCLI1838.1. 
  80. ^ Enquist, B. J.; Enquist, C. A. F. (2011). «Long-term change within a Neotropical forest: assessing differential functional and floristic responses to disturbance and drought». Global Change Biology. 17 (3): 1408. doi:10.1111/j.1365-2486.2010.02326.x. 
  81. ^ a b Damien Bonal, Benoit Burban, Clément Stahl, Fabien Wagner og Bruno Hérault (2015). «The response of tropical rainforests to drought—lessons from recent research and future prospects». Annals of Forest Science. 73 (1): 27–44. doi:10.1007/s13595-015-0522-5. 
  82. ^ «Climate Change and Fire». David Suzuki Foundation. Arkivert fra originalen 8. desember 2007. Besøkt 2. desember 2007. 
  83. ^ «Global warming: Impacts: Forests». United States Environmental Protection Agency. 7. januar 2000. Arkivert fra originalen 19. februar 2007. Besøkt 2. desember 2007. 
  84. ^ «Feedback Cycles: linking forests, climate and landuse activities». Woods Hole Research Center. Arkivert fra originalen 25. oktober 2007. Besøkt 2. desember 2007. 
  85. ^ a b James M. Vose, David L. Peterson, and Toral Patel-Weynand (2012). Effects of Climatic Variability and Change on Forest Ecosystems: A Comprehensive Science Synthesis for the U.S. Forest Sector, Pacific Northwest Research Station (PDF). U.S. Department of Agriculture, Pacific Northwest Research Station. s. 46. 
  86. ^ a b c d e f Prentice, Iain Colin, Williams, Siân og Friedlingstein, Pierre (juni 2015). «Biosphere feedbacks and climate change» (PDF). Grantham Institute Briefing paper (12): 12–13. 
  87. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 514.
  88. ^ a b c Stocker et al: Fifth Assessment Report side 515.
  89. ^ Reed, Mark S. og Stringer, Lindsay C. (2015). «Climate change and desertification: Anticipating, assessing & adapting to future change in drylands» (PDF). The third UNCCD Scientific Conference Scientific Advisory Committee. Arkivert fra originalen (PDF) 10. oktober 2017. 
  90. ^ Ise, T.; Dunn, A. L.; Wofsy, S. C.; Moorcroft, P. R. (2008). «High sensitivity of peat decomposition to climate change through water-table feedback». Nature Geoscience. 1 (11): 763. Bibcode:2008NatGe...1..763I. doi:10.1038/ngeo331. 
  91. ^ Tim Radford (8. september 2005). «Loss of soil carbon 'will speed global warming'». The Guardian. Besøkt 2. januar 2008. 
  92. ^ Schulze, E. Detlef (8. september 2005). «Environmental science: Carbon unlocked from soils». Nature. 437 (7056): 205–6. Bibcode:2005Natur.437..205S. PMID 16148922. doi:10.1038/437205a. Besøkt 2. januar 2008. 
  93. ^ Freeman, Chris (2001). «An enzymic 'latch' on a global carbon store». Nature. 409 (6817): 149. PMID 11196627. doi:10.1038/35051650. 
  94. ^ Freeman, Chris; m.fl. (2004). «Export of dissolved organic carbon from peatlands under elevated carbon dioxide levels». Nature. 430 (6996): 195–8. Bibcode:2004Natur.430..195F. PMID 15241411. doi:10.1038/nature02707. 
  95. ^ Connor, Steve (8. juli 2004). «Peat bog gases 'accelerate global warming'». The Independent. 
  96. ^ Simó, R.; Dachs, J. (2002). «Global ocean emission of dimethylsulfide predicted from biogeophysical data». Global Biogeochemical Cycles. 16 (4): 1018. Bibcode:2002GBioC..16d..26S. doi:10.1029/2001GB001829. 
  97. ^ Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 447-448.
  98. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 578.
  99. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 591.
  100. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 594.
  101. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 591-592.
  102. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 622.
  103. ^ Gettelman, A; Williams, Lin, L; Medeiros, B and Olson, J (august 2016). «Climate Feedback Variance and the Interaction of Aerosol Forcing and Feedback». Grantham Institute Briefing paper. doi:10.1175/JCLI-D-16-0151.1. 
  104. ^ Barry og Chorley: Atmosphere, weather and climate side 359.
  105. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 472.
  106. ^ 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. 
  107. ^ 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. [død lenke]
  108. ^ 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» (PDF). Earth System Dynamics. 6: 327–358. doi:10.5194/esd-6-327-2015. Arkivert fra originalen (PDF) 2. desember 2017. 
  109. ^ a b c d e Riebeek, Holli (30. juni 2008). «The Ocean’s Carbon Balance». Earth Observatory, NASA. Besøkt 23. juli 2017. 
  110. ^ a b c «Ocean Chemistry – ACS Climate Science Toolkit». American Chemical Society. Besøkt 24. juli 2017. 
  111. ^ Cramer, W.; Bondeau, A.; Woodward, F. I.; Prentice, I. C.; Betts, R. A.; Brovkin, V.; Cox, P. M.; Fisher, V.; Foley, J. A.; Friend, A. D.; Kucharik, C.; Lomas, M. R.; Ramankutty, N.; Sitch, S.; Smith, B.; White, A.; Young-Molling, C. (2001). «Global response of terrestrial ecosystem structure and function to CO2and climate change: results from six dynamic global vegetation models». Global Change Biology. 7 (4): 357. doi:10.1046/j.1365-2486.2001.00383.x. 
  112. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 501-502.
  113. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 496.
  114. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 532-533.
  115. ^ Sigurdur R. Gislason, Eric H. Oelkers, Eydis S. Eiriksdottir, Marin I. Kardjilov, Gudrun Gisladottir, Bergur Sigfusson, Arni Snorrason, Sverrir Elefsen, Jorunn Hardardottir, Peter Torssander, Niels Oskarsson (2009). «Direct evidence of the feedback between climate and weathering». Earth and Planetary Science Letters. 277 (1-2): 213–222. Bibcode:2009E&PSL.277..213G. doi:10.1016/j.epsl.2008.10.018. 
  116. ^ The Carbon Cycle, What Goes Around Comes Around by John Arthur Harrison, Ph.D.
  117. ^ Prologue: The Long Thaw: How Humans Are Changing the Next 100,000 Years of Earth's Climate by David Archer Arkivert 4. juli 2010 hos Wayback Machine.
  118. ^ «A matter of humidity» (PDF). Science. 323 (5917): 1020–1021. 20. februar 2009. PMID 19229026. doi:10.1126/science.1171264. Arkivert fra originalen (PDF) 14. juli 2010. 
  119. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 587.
  120. ^ Sönke Zaehle (4. august 2011). «Anthropogenic nitrogen plays a double role in climate change». Phys.org. Arkivert fra originalen . 
  121. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 478.
  122. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 55.
  123. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 56.
  124. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 56.
  125. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 48.
  126. ^ Stordal, Frode (1993). Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt. Oslo: Universitetsforl. s. 96-98. ISBN 8200408035. 
  127. ^ Pachaurl, Rajendra K; m.fl. (2015). Climate Change 2014 – Synthesis Report – Summary for Policymakers. Geneve: IPCC. s. 16. ISBN 978-92-9169-143-2. 
  128. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report, Technical Summary side 67 – 68.
  129. ^ Tor Eldevik og Øyvind Lie (18. juni 2009). «Klima i de lange linjers perspektiv». forskning.no. Besøkt 17. august 2017. 
  130. ^ Rasool, I.; De Bergh, C. (Juni 1970). «The Runaway Greenhouse and the Accumulation of CO2 in the Venus Atmosphere» (PDF). Nature. 226 (5250): 1037–1039. Bibcode:1970Natur.226.1037R. ISSN 0028-0836. PMID 16057644. doi:10.1038/2261037a0. Arkivert fra originalen (PDF) 21. oktober 2011. 
  131. ^ Kasting, J. F. (1988). «Runaway and moist greenhouse atmospheres and the evolution of Earth and Venus». Icarus. 74 (3): 472–494. Bibcode:1988Icar...74..472K. PMID 11538226. doi:10.1016/0019-1035(88)90116-9. 
  132. ^ «Summary for Policymakers». Climate Change 2007: Synthesis Report (PDF). IPCC. 17. november 2007. 
  133. ^ http://www.ipcc.ch/meetings/session31/inf3.pdf
  134. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report, Technical Summary side 70.
  135. ^ Utenriksdepartementet (28. april 2016). «Samtykke til ratifikasjon av Parisavtalen». Regjeringen.no (norsk). Besøkt 1. juni 2017. 
  136. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 1139 – 1140.
  137. ^ a b c d David Wallace-Wells (11. juli 2017). «Scientist Michael Mann on ‘Low-Probability But Catastrophic’ Climate Scenarios». Daily Intelligencer – New York Media. Besøkt 25. juli 2017. 
  138. ^ Sweet, William V., Kopp, Robert E., Weaver, Christopher P., Obeysekera, Jayantha, Horton, Radley M., E., Thieler, Robert, Zervas, Chris (januar 2015). «Global and Regional Sea Level Rise Scenarios for the United States» (PDF). Center for Operational Oceanographic Products and Services National Ocean Service National Oceanic and Atmospheric Administration U.S. Department of Commerce. NOAA Technical Report NOS CO-OPS 083. 
  139. ^ «Scientists explain what New York Magazine article on “The Uninhabitable Earth” gets wrong». climate feedback. 12. juli 2017. Besøkt 11. august 2017. 
  140. ^ Ian Johnston (9. november 2016). «Climate change may be escalating so fast it could be 'game over', scientists warn». Independent. Besøkt 11. august 2017. 
  141. ^ Tobias Friedrich, Axel Timmermann, Michelle Tigchelaar, Oliver Elison Timm og Andrey Ganopolski (november 2016). «Nonlinear climate sensitivity and its implications for future greenhouse warming». Science Advances. 2 (11, e1501923). doi:10.1126/sciadv.1501923. 
  142. ^ Arild Færaas (14. oktober 2015). «Tidligere NASA-sjef James Hansen har sendt et personlig brev til vår statsminister hvor han ber om stopp i oljeboringen utenfor Nord-Norge.». Aftenposten. Besøkt 20. august 2017. 
  143. ^ Pachaurl, Rajendra K.; m.fl. (2015). Climate Change 2014 – Synthesis Report – Summary for Policymakers. Geneve: IPCC. s. 13–16. ISBN 978-92-9169-143-2. 
  144. ^ Pachaurl, Rajendra K.; m.fl. (2015). Climate Change 2014 – Synthesis Report – Summary for Policymakers. Geneve: IPCC. s. 65. ISBN 978-92-9169-143-2. 
  145. ^ John Nielsen-Gammon (20. august 2014). «What Is Business As Usual?». Climate change national forum. Besøkt 20. august 2017. 
  146. ^ Geoffrey Ozin (11. oktober 2016). «CO2 on the brain and the brain on CO2». Advanced Science News. Besøkt 20. august 2017. 
  147. ^ David Wallace-Wells (9. juli 2017). «The Uninhabitable Earth». Daily Intelligencer – New York Media. Besøkt 11. august 2017. 
  148. ^ Hansen, James; m.fl. (2007). «Climate change and trace gases» (PDF). Phil. Trans. Roy. Soc. A. 365 (1856): 1925–1954. Bibcode:2007RSPTA.365.1925H. PMID 17513270. doi:10.1098/rsta.2007.2052. Arkivert fra originalen (PDF) 22. oktober 2011. Besøkt 22. oktober 2011. 
  149. ^ «Understanding 350». 350.org. Besøkt 21. august 2017. [død lenke]
  150. ^ Hansen J, Kharecha P, Sato M, Masson-Delmotte V, Ackerman F, Beerling DJ m.fl. (desember 2013). «Assessing “Dangerous Climate Change”: Required Reduction of Carbon Emissions to Protect Young People, Future Generations and Nature.». PLOS. doi:10.1371/journal.pone.0081648. 

Litteratur[rediger | rediger kilde]

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]