Tilbakekoblingsmekanisme (klima)

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til navigering Hopp til søk
Bildet viser en mengde vanndammer som skyldes tining i tundraen 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]

En tilbakekoblingsmekanisme er en prosess som gjør at effekten av endret klimapådriv forsterkes eller dempes. Disse mekanismene spiller en viktig rolle for å avgjøre klimafølsomhet, og den fremtidige klimatilstanden. Prosessene forandrer den naturlige drivhuseffekten slik at jordens klima endres, som ved dagens globale oppvarming. Tilbakekobling er generelt en prosess der endring av en størrelse i et system får en annen variabel til å forandre seg og gir som konsekvens at den andre størrelsen i neste tur endrer den første. Positive tilbakekoblinger forsterker endring i den første størrelsen, mens negative tilbakekoblinger reduserer den. Klimatilbakekobling brukes også i samme betydning som tilbakekoblingsmekanisme.

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 (CO2). Per definisjon er et pådriv eksternt forhold til selve 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 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 potens av temperaturen på jordens overflate. Dette medfører at bare en liten temperaturendring fører til en stor økning av varmeutstråling fra jorden.

Effekter av global oppvarming kan 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 potensial 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 uviss fordi en ikke har tilstrekkelig oversikt over de 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.

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 den første som presenterte en idé 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 samvirket mellom jordens temperatur, refleksjon av sollys, 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 for jordens middeltemperatur. Han tok da hensyn til vanndampens tilbakekobling, altså at økt vanndamp vil forsterke strålingspådrivet som økt CO2 gir.

Det var ikke før i 1960-årene at selve begrepet tilbakekobling ble benyttet i forbindelse med vitenskapelig litteratur om klimaendringer. Etter dette bidro de amerikanske klimaforskerne James Hansen (1941–) og Michael Schlesinger (1943–2018) med grunnleggende forskningsarbeid ved å tallfeste styrken av tilbakekobling for en del prosesser. Dette var i forbindelse med utarbeidelse av klimamodeller.[2]

Når det gjelder bruken av begrepet tilbakekoblingsmekanisme som et matematisk konsept, ble dette første gang benyttet av den amerikanske elektroingeniøren Harold Stephen Black (1898–1983). Hans motivasjon for å studere dette hadde sammenheng med utvikling av metoder for støyredusering i telefonreléer.[2]

Klimasystemet som matematisk modell[rediger | rediger kilde]

Enkelt diagram som viser mekanismene for drivhuseffekten.

Utdypende artikkel: Drivhuseffekt

Solstrålingen, som består overveiende av kortbølget stråling, går for en stor del gjennom atmosfæren, og varmer opp jordoverflaten. Den resulterende terrestriske strålingen fra jorden er langbølget infrarød stråling (varmestråling), og er bare noe mindre enn fra et sort legeme med samme temperatur. Denne går opp i atmosfæren, og en stor del av strålingen blir absorbert (tatt opp) av gassene der. I neste omgang vil gassene i atmosfæren emittere (sende ut) denne langbølgede strålingen. En del av denne emitterte strålingen fra atmosfæren går ut i verdensrommet, mens en annen del stråles tilbake til jorden. Dette fenomenet kalles for atmosfærisk tilbakestråling, og er hovedgrunnen til selve drivhuseffekten.[3]

Klimasystemet er komplekst med en rekke koblinger mellom forskjellige mekanismer. Noen av disse tilbakekoblingsmekanismene er positive, slik at en økning av strålingspådrivet (for eksempel forårsaket av menneskeskapte klimagasser) fører til temperaturøkning som setter i gang endringer som forsterker oppvarmingen. Et eksempel er økt vanndampinnhold i atmosfæren som gir ytterligere temperaturøkning. Negative tilbakekoblinger, derimot, gir forandringer som reduserer drivhuseffekten og temperaturen.[4]

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 og arealbruksendringer, spesielt innen landbruk.[5] Disse inngår i det 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, ettersom vanndamp i atmosfæren er den viktigste drivhusgassen.

Ytre pådriv og indre tilbakekoblinger[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Klimapådriv

Begrepet «pådriv» betyr en endring som kan tvinge klimasystemet mot oppvarming eller nedkjøling.[6] Et eksempel på et klimapådriv er de økte konsentrasjonene av drivhusgasser i jordas atmosfære. 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.[7]

En forenklet figur av en tilbakemeldingssløyfe hvor alle utganger av en prosess er tilgjengelige som årsaksinnganger. Signalet fra utgangen blir ført tilbake til inngangen til prosessen, og vil enten forsterke eller svekke utgangssignalet.

Tilbakekobling oppstår når utgangen (resulterende virkning, signal) fra et system blir sendt tilbake til inngang som en del av en kjede av virking og effekt som danner en krets eller sløyfe.[8] Over tid vil den resulterende virkningen av prosessen på ett tidspunkt påvirke resultatet av prosessen på et senere tidspunkt. Systemet kan da sies å være «koblet tilbake» i seg selv slik som illustrasjonen til høyre viser. En snakker om positive og negative tilbakekoblinger.

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 av den opprinnelige forstyrrelsen.[9] Det betyr at A («Inngang» i illustrasjonen) produserer mer av B («Utgang» i illustrasjonen) som igjen produserer mer av A.[10] Et negativt system med negativ tilbakekobling har den motsatte virkningen, der en endring av A produserer mindre av B som igjen produserer mindre av A.[9] En sier gjerne at positive tilbakekoblinger er selvforsterkende og negative selvregulerende eller dempende.[11] 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, blant annet på grunn av faktorer som vanndamp i atmosfæren, albedo (refleksjon av solstråling) og skydannelse.[12]

Pådriv, tilbakekoblinger og dynamikken i klimasystemet bestemmer hvor mye og hvor fort klimaet endres. Den viktigste positive tilbakekoblingsmekanismen i forbindelse med global oppvarming er at økt varme øker mengden av vanndamp i atmosfæren, som igjen fører til ytterligere oppvarming.[13] Den viktigste negative tilbakekoblingen beskrives av Stefan–Boltzmann lov, som sier at mengden energi i form av varmestråling ut fra jorda til verdensrommet (terrestrisk stråling) endres med fjerde potens av temperaturen på jordoverflaten. Det medfører at bare en liten temperaturendring fører til stort utslag i form av utstråling av energi til verdensrommet.

FNs klimapanel (IPCC) har i sin fjerde hovedrapport skrevet at «Den menneskeskapte oppvarmingen kan føre til noen effekter som er plutselige eller irreversible, avhengig av hastigheten og omfanget av klimaendringer.»[13]

Matematisk beskrivelse av tilbakekobling i klimasystem[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 341 W/m2. Solstrålingen fordelt over hele den roterende jordkulen. Solinnstrålingen ved atmosfærens ytterpunkt, normalt på solstrålene, er rundt 1366 W/m2 (solarkonstanten), men fordelt på en roterende kule deles solarkonstanten på fire. Vidrer er A den utgående langbølget varmestråling som forsvinner ut i verdensrommet. Begge disse gjelder øverst i 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][15]

hvor σ er Stefan-Boltzmanns konstant og Te er den effektive globale gjennomsnittlige emisjonstemperaturen. Strålingen 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.[16]

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 kan modelleres ved bruk av mange flere faktorer enn dette, men for denne typen analyser trengs bare noen få parametere. I tilfelle av en forstyrrelse av energibalansen kalles forskjellen mellom inngående og utgående energi øverst i atmosfæren for ∆R:[17][18]

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 noe også 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,[19] eller 45 000 000 TWh.

Ved likevekt er energibalansen slik at innstrålt sollys er lik den utstrålte langbølgede varmestrålingen. En kan dermed løse ligningen for å finne Te, altså den effektive globale gjennomsnittlige emisjonstemperaturen, som er 255 K eller –18 °C. Det er gjennomsnittstemperaturen 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.[16][20][21]

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, kan gjøres ved hjelp av en taylorrekkeutvidelse. Denne tilnærmelsen er vanlig for en liten endring av strålingsbalansen. En første antagelse 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 antagelse er at det finnes en tilbakekobling α som også er temperaturavhengig Ts, altså α = α(Ts), som påvirker strålingsbalansen R. Dermed er R en funksjon av både Ts og α: R = R(Ts, α(Ts)). Ved å bruke en taylorrekkeutvidelsen av R med hensyn på Ts og α kan det utledes at:[17][22][20][23]

der αi og xk er en mengde med størrelser som har å gjøre med klimatilbakekoblinger. ∆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, og angir mengde langbølget stråling (varmestråling) ut i verdensrommet, avhengig av parameteren A (kortbølget varmestråling ut i verdensrommet). Det andre leddet angir summen av tilbakekoblinger, både positive, som vanndamp i atmosfæren, og negative, som temperaturfall oppover i atmosfæren. Til slutt har det tredje leddet sammenheng med høyere ordens ledd i forbindelse med taylorrekkeutvidelsen. Disse representerer ikke-lineære (polynomielle) sammenhenger mellom forskjellige prosesser, og samvirket mellom forskjellige tilbakekoblinger. Ved lineær forenkling ser en bort fra det tredje leddet, fordi temperaturresponsen på samvirke mellom tilbakekoblingene er små. En annen sak er at fokus på de lineære leddene medfører at en kan gjøre forskjell på, og fokusere på enkeltmekanismene.[22] Formelt kan tilbakekoblingsparameteren etter forenklingen settes opp slik:[17]

Det er også vanlig å forutsette en enkel lineær sammenheng for den kompliserte ligningen som fremkom ved taylorrekkeutvidelse, slik at ligningen skrives:[22]

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].[17][18] 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) øverst i 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.[24]

Tilbakekoblingsparameteren kan betraktes som en konstant for hele klimasystemet, men det er også vanlig å dekomponere den i delkomponenter som summeres sammen algebraisk:[22]

der α0 er Planck-tilbakekoblingen (langbølget stråling fra jorden), αl er adiabatisk temperaturendring (temperaturendring oppover i atmosfæren, også kalt lapserate), αw atmosfærens fuktighet, αc er skyer og αa er albedo (refleksjon av sollys). 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:[17]

der λ er likevekts klimafølsomhetsparameteren[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.[17]

I tillegg til klimatilbakekobling- og klimafølsomhetsparameteren opererer litteraturen med to andre parametere definert slik:[23][25]

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:[25]

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

Ulempene med enkle lineære klimamodeller, og med å betrakte tilbakekoblingsmekanismene som konstanter, er at virkeligheten er mer komplisert. Tilbakekoblingsmekanismene endres over tid, noe som gjør at beregningene kan gi dårlige anslag for klimaendringer på lange tidsskalaer.[22]

Positive tilbakekoblingsmekanismer[rediger | rediger kilde]

Vanndamp i atmosfæren er den viktigste positive tilbakekoblingen.[26] Det finnes en lang rekke andre positive tilbakekoblinger i jordsystemet, og mange får større effekt ved økende temperatur. Noen eksempler på positive tilbakekoblingsmekanismer er økt vanndampinnhold i atmosfæren, redusert oppløsning av CO2 i havet, og økt CH4-utslipp fra våtmarker. En annen mekanisme er reduserte snø- og iskapper som gir redusert albedo (refleksjon av sollys) og økt oppvarming, og dermed enda mer redusert snø og is.[11]

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 emitterer den mottatte energien.

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 kraftverk. Allikevel er bidraget fra naturlig fordampning fra hav og landjorden betydelig større enn alle menneskeskapte bidrag til sammen.[27][26]

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 bli til nedbør. Vann har en oppholdstid i atmosfæren på rundt ti dager.[27]

Hvis atmosfæren varmes opp, vil dampens metningstrykk øke, og mengden av vanndamp i atmosfæren blir større. 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 økningen. Resultatet er en mye større drivhuseffekt enn den CO2 alene skaper. 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.[28][29] Tilbakekobling 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.[30] Vanndamp representerer en tilbakekoblingsmekanisme som primært har betydning for styrken.[31] Tidsskalaen den virker på er dager.[32]

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 likeså. Dette ville gitt en 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.[33]

Sammenhengen mellom trykk og temperatur ved faseovergang for to stoffer er beskrevet av Clausius-Clapeyron-ligningen. Likningen beskriver en eksponentiell økning av metningstrykket for vanndamp ved økende temperatur. Det betyr at tilbakekoblingen for vanndamp i atmosfæren blir kraftigere med økt temperatur.[34]

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. Åpent vann har mye 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 mindre reflekterende enn is, og 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 temperaturreduksjon, vil økt isdekke øke refleksjon av solstråling som resulterer i forsterket kjøling i en kontinuerlig syklus den andre veien.[35][36] I et tenkt tilfelle der utbredelsen av isdekket nærmer 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.[37]

Endringene av albedo er også den viktigste grunnen til at IPCC predikerer at de polare temperaturene (over land) på den nordlige halvkule vil stige mer enn dobbelt så mye som i resten av verden, en prosess kjent som polar forsterkning.[38]

Størrelsen av is-albedo er usikker på grunn av sesongvariasjoner, kobling mot oppførselen til skyer, overflatehydrologi og utbredelse av vegetasjon på høyere breddegrader.[39] Sot i form av sorte partikler fra forbrenning som svever i atmosfæren, og som i siste omgang legger seg på is, forsterker tiningen ved at solstrålingen absorberes og gir oppvarming. Dette kan gi en ytterligere forsterkning av tilbakekoblingen som is-albedo gir.[40]

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).[41] Iskappene og snø representerer en tilbakekoblingsmekanisme som primært har betydning for styrken av tilbakekobling.[31] Tidsskalaen den virker på er år til århundrer.[32]

Karbonsyklusens positive tilbakekoblinger[rediger | rediger kilde]

I forbindelse med global oppvarming betraktes CO2 som den viktigste faktoren for økt klimapådriv (samlebetegnelse for alle pådriv som endrer klimaet), men gassen har også innvirkninger som gjør den til en tilbakekoblingsmekanisme.[39] Tilbakekoblingsmekanisme relatert til biokjemiske prosesser og karbon representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken. Tilbakekobling relatert til vegetasjon påvirker klimamønstre.[31] Tidsskalaen de virker på er hele spennet fra dager til århundrer.[32]

Arktiske karbonutslipp[rediger | rediger kilde]

Tundra i Sibir i nærheten 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 opptak av (CO2) på grunn av plantenes fotosyntese.[42][43][44] 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.[45]

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.

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.[42]

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 CH4 i sin krystallstruktur. Svært store forekomster av metanklatrat har blitt funnet under sedimenter på havbunnen visse steder. Et plutselig 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 CH4-lagrene er noe som potensielt kan gi stor økning av drivhuseffekten.[46][47][48][49]

Utslipp av metanklatrat fra områder med permafrost er en langsom prosess som skjer over flere tiår eller hundreår. CH4-utslipp 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 CH4-utslipp fra grunne sjøområder i Nordishavet eller nord i Øst-Sibir-havet, kan stige tilnærmet direkte opp i atmosfæren.[50]

Om CH4 slippes ut ved tining av permafrost, slik som det er potensial for på de frosne torvområdene i Sibir, gir dette en kraftig positiv tilbakekobling.[51]

I klimapanelets femte hovedrapport er det fastslått at utslipp av CH4 fra tining av permafrost og metanklatrat vil kunne bidra 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 Arktis. Derimot er utslipp fra metanklatrat estimert til å spille en liten rolle sammenlignet med virkningen fra permafrost. [52]

Uttørkning av regnskogen[rediger | rediger kilde]

Tropisk regnskog karakteriseres av store årlige nedbørsmengder. Tørke forekommer også en del av året. I de siste årene rundt 2000 har det vært flere tilfeller av ekstrem tørke i regnskogene i Amazonas, Asia og Afrika. Dette får betydning for dødelighet, vekst og funksjoner i økosystemet.

Regnskogene spiller en stor rolle for de globale karbon- og vannkretsløpene, fordi de tar opp CO2 for å holde i gang sin vekst (fotosyntese). Regnskogene i Amazonas absorberer alene rundt en fjerdedel av all CO2 som tas opp på landjorden.[53]

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 jordens klimasystem. For det første, om vegetasjonen tørker ut kan det føre til totalt kollaps av regnskogens økosystem.[54] For eksempel har regnskogen i Amazonas en tendens til å bli erstattet av caatinga. Videre vil økosystemer i regnskoger som ikke kollapser helt, miste betydelige deler av sine lagre av karbon som følge av uttørking og endringer i vegetasjon.[55] 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, mens en har sett tegn til at det motsatte skjer i regnskogene. Trærne i Amazonas vokser saktere, i tillegg til at de dør tidligere. Noe av dette tillegges sterk tørke i 2005 og 2010. En forventer at dette vil komme til å skje hyppigere i fremtiden fordi klimaendringer vil gi hyppigere tørke.[53]

Skogbranner[rediger | rediger kilde]

Skogbrann i Brasil.

Mange regioner har fått, og forventes å få ytterligere redusert nedbør og økt risiko for tørke, som i sin tur vil føre til at skogbranner oppstår i større skala og mer regelmessig. Store skogbranner har de siste årene (2019) oppstått i blant annet Sibir og flere amerikanske stater. Dette frigjør mer opplagret karbon til atmosfæren enn det karbonsyklusen naturlig kan absorbere, samt at det reduserer det samlede skogarealet på jorden, 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.[56][57][58][59]

I USA frykter landbruksdepartementet at skogbranner i 2050 kan bli så omfattende at skogene vil representere et nettobidrag til CO2-utslipp, ikke et sluk slik som nå. Dette er på grunn av klimaendringer relatert både til temperatur og endrede nedbørsmønstre.[60] 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.[54]

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 tørkingen, får brannene stort omfang. Også uttak av skog påvirker forholdene, for eksempel ved større lufttilgang ved brann. Mye forskning rundt dette har vært gjort de siste årene, men mange viktige detaljer gjenstår å utforske, spesielt fremtidig respons på klimaendringer.[61]

Det er anslått at tilbakekoblingsparameteren for skogbranner er på rundt 0,025 W/(m2K), men usikkerheten er stor.[62]

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.[63] Dette kan bli frigitt som CH4, 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 mistet store mengder karbon de siste 25 årene.[64] Det er lite sannsynlig at tapet kan 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 reduksjonen i utslipp av CO2 som har vært oppnådd i Storbritannia under Kyoto-avtalen (12,7 millioner tonn karbon per år).[65] 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.[43]

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. Dette utgjør over halvparten av den mengden karbon som allerede er i atmosfæren.[66] 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.[67][68] Det er også gjort undersøkelser i bekker i Skottland som tyder på at hyppigere kraftig nedbør gir økt utslipp av CO2. Årsaken er økt nedbryting av organisk materiale av mikroorganismer.[69]

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

Mange forskjellige kjemiske mekanismer kan påvirke atmosfærens ozon-innhold. Ozon (O3) 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.[70]

Tilbakekobling på grunn av skyer[rediger | rediger kilde]

Skyer reflekterer innkommende solstråler og emitterer 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 ut i verdensrommet. Slik har skyene også en avkjølende effekt. Om nettoeffekten er oppvarming eller avkjøling avhenger av type skyer (optiske egenskaper) og temperatur, som igjen er avhengig av høyde over bakken. Høye skyer har en tendens til å holde tilbake mer varme, og derfor bidrar de til en positiv tilbakekobling, mens lave skyer normalt reflektere mer sollys, dermed har de har en negativ tilbakekobling. Disse detaljene visste en lite om før en kunne observere de ved hjelp av satellittdata og er vanskelig å representere i klimamodeller.[28][71][72] 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.[73]

En forventer en trend der de høye skyene vil stige enda lengre opp, noe som øker drivhuseffekten i varme klimasoner. Dette gir en tilbakekoblingsmekanisme avhengig av høyden til skyer som er positiv.[74] 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.[75] 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.[74] 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 %.[76]

Tilbakekoblingsmekanisme relatert til skyer representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[31] Tidsskalaen de virker på er dager til måneder.[32]

Tilbakekobling på grunn av aerosoler[rediger | rediger kilde]

Hver røde 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.

Aerosoler er små partikler av væske eller fast stoff i atmosfæren, men ikke skyer eller regndråper. Disse kan enten ha naturlig opphav eller være 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 industrialiseringen startet, og har gitt en avkjølende effekt. Dermed har de maskert noe av det økte strålingspådrivet som utslipp av klimagasser gir. I fremtiden vil programmer for å redusere luftforurensning kunne gi mindre innhold av aerosoler, dermed vil strålingspådrivet øke.[77]

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 aerosoler påvirker skyenes livsløp. Studier tyder på aerosoler samvirker med skyer, dermed er aerosoler både noe som kan ha betydning ikke bare for strålingspådriv, men også være en tilbakekoblingsmekanisme.[78] Tilbakekoblingsmekanisme relatert til atmosfærekjemi representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[31] Tidsskalaen de virker på er hele spennet fra timer til århundrer.[32]

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 nedkjøling av jorden.[79] Den viktigste negative tilbakekoblingsmekanismen er temperaturavhengig langbølget stråling (varmestråling) fra jorden.[80] En negativ tilbakekobling er dannelse av flere høye skyer som reflekterer mer av solens innkommende stråler.[11]

Langbølget stråling fra jorden[rediger | rediger kilde]

Pilene øverst viser langbølget varmestråling (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 fjerde potens av legemets absolutte temperatur. Dette er i henhold til Stefan–Boltzmanns-lov. 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, som er den sterkeste negative tilbakekoblingen.[22]

Klimamodeller gir en verdi for Planck-tilbakekobling på -3,2 w/(m2K).[17]

Karbonsyklusens negative tilbakekoblionger[rediger | rediger kilde]

Diagrammet viser karbonsyklusen med lagring og årlig utveksling av karbon mellom jordens atmosfære, hydrosfæren og litosfæren i gigatonn, eller milliarder tonn, karbon (GtC).

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 CO2 (beskrevet ved Henrys lov), samt biologiske prosesser der CO2 inngår.[81] 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.[70]

Tilbakekoblingsmekanismen relatert til karbonsyklusen representerer tilbakekoblinger som primært har betydning for styrken av dem.[31] Tidsskalaen de virker på er hele spennet fra dager til århundrer.[32]

Den uorganiske karbonpumpen[rediger | rediger kilde]

Ifølge Le Chateliers prinsipp vil den kjemiske 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 totale 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.[82] Imidlertid er hastigheten som havet vil ta CO2 opp i fremtiden være mindre sikkert. Den er påvirket av en forventet lagdeling forårsaket av oppvarming og eventuelt endringer i havets termohaline sirkulasjon. Med andre ord en svekkelse av havstrømmene.[83][84]

Kalkflagellen emiliania huxleyi sett i et elektronmikroskop. Dette planteplanktonet tar opp CO2 for å opprettholde dets livsprosess, den er dermed blant de største bidragsyterne til den såkalte biologiske karbonpumpen i havet. Det er usikkert hvorvidt emiliania huxleyi representerer en nettsluk eller kilde til CO2.

CO2 løses opp i sjøvann og det skjer en kjemisk reaksjon der det dannes karbonsyre (H2CO3). H2CO3 reagerer videre og danner hydrogenioner, som til slutt 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 i havvann, og blir til bunnfall. Imidlertid er det mange organismer i havet som bruker Ca2CO3 som byggesteiner, for eksempel koraller, skalldyr og plankton.[85][86]

Korallbleking 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 negative ioner reduseres. Effekten av dette er at havets pH-verdi synker og havet blir surt, en prosess kjent som havforsuring. Surheten i de øverste vannlagene har blitt redusert fra pH 8,2 til 8,1 de siste hundre år. På denne tiden har havet tatt opp 100 GtC eller omtrent 370 Gt (Gigatonn) CO2[85][86]

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-metning av de øvre lagene av sjøvannet. Effekten av dette er reduserte livsbetingelser for planteplankton, dermed reduseres også CO2-opptaket fra fotosyntesen i planteplankton.[85]

I tillegg til vind som lager turbulens og omrøring i havet, er havstrømmene også med på å føre vann fra havdypet opp til overflaten. 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-Atlanteren. 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 havstrømmenes del av karbonpumpen kan ta hundrevis av år.[85][86]

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.[70]

Den organiske karbonpumpen[rediger | rediger kilde]

Netto primærproduksjon endres som en respons på økt CO2, fordi plantenes fotosyntese øker som respons på økende konsentrasjoner av CO2.[87] Dette er en sterk negativ tilbakekobling, og en annen har å gjøre med økt primærproduksjon på grunn av endret klima.[62]

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 20–25 % ved en dobling av CO2-konsentrasjonen i atmosfæren fra førindustriell tid. Det er også påvist 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.[88]

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.[62]

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.[89] Opptaket av CO2 i havet skjer ved at planteplankton trenger dette til sin fotosyntese.[85]

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.[90]

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. Årsaken til temperaturfallet er avtagende lufttrykk oppover i troposfæren. Siden emisjon (utsendelse) av 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 styrken av drivhuseffekten avhenge av atmosfærens synkende temperatur oppover i høyden. Ved hjelp av matematisk modellering kan man vise at global oppvarming antagelig vil redusere graden av temperaturfall oppover i høyden, noe som gir en negativ tilbakekoblingsmekanisme for adiabatisk temperaturendring (lapserate).[f][30] Årsaken til dette er en tilbakekobling avhengig av global gjennomsnittstemperatur, der økt temperatur høyt opp i atmosfæren gir større varestråling ut i verdensrommet.[91]

Tilbakekoblingsmekanismen relatert til temperaturfall oppover i atmosfæren representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken.[31] Tidsskalaen den virker på er timer.[32]

Tilbakekoblinger relatert til nitrogensyklusen[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.

Det er tre viktige prosesser 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 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.[92]

Nitrogen i jordsmonnet vil generelt stimulere plantevekst, altså bidra til å øke netto primærproduksjon. Men forskere har også begynt å interessere seg for motsatt effekt, blant annet utslipp av drivhusgassen NO2 fra jordsmonn som gjødsles med kunstgjødsel.[93] 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 atmosfæren, land og sjø. Sikkerheten for størrelsen, og om de gir positive eller negative tilbakekoblinger, er lav.[94]

Tilbakekoblingsmekanisme relatert til biokjemiske prosesser representerer tilbakekoblingsmekanismer som primært har betydning for styrken av tilbakekoblinger.[31] Tidsskalaen den virker på er timer.[32]

Havstrømninger og varmeopptak[rediger | rediger kilde]

Den termohaline 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.[95] 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.[96] En mekanisme for denne svekkelsen er tilførsel av smeltevann ut i havet vil redusere dypvannsdannelsen i i Nord-Atlanteren. Disse mekanismene er ikke godt forstått.[97]

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.[97]

Kunnskapen om disse mekanismene er begrenset.[98] Mye forskning rundt disse forholdene blir gjort, blant annet av Norsk polarinstitutt.[99]

Havets vannmasser representerer en tilbakekoblingsmekanisme som primært har betydning for den transiente tilbakekoblingen, altså tiden det tar for ny likevektstilstand opprettes.[31][95] Tidsskalaen den virker på er årtier til århundrer. Generelt er en usikker på om havstrømmer representerer positive eller negative tilbakekoblinger.[32]

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

Utdypende artikkel: Vippepunkt (klima)

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 klimapådrivet, 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.[4] På grunn av den store tregheten i klimasystemet vil den globale oppvarmingen fortsette etter år 2100 for nesten alle scenarier som klimapanelet har undersøkt. Selv om klimagassutslipp stoppes vil de høye overflatetemperaturene på jorden fortsatt være tilstede i flere hundre år. Bare en sterk reduksjon av atmosfærens klimagasser kan endre på dette.[100]

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 likevektsklimafølsomheten 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.[101]

For å få et perspektiv på denne temperaturendringen, kan en sammenligning 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.[102]

Løpske og irreversible klimaendringer[rediger | rediger kilde]

Løpske klimaendringer er en hypotese for at klimaet kan passere et vippepunkt etter at akkumulerte 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, der teorien er at planeten hadde hav og sjøer, men at alt vann forsvant som hydrogen ut i verdensrommet.[103][104]

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.»[105] Dette er imidlertid prosesser som er svakere enn «løpske endringer». I forberedelsene med arbeidet frem til den femte hovedrapporten 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».[106]

Klimaendringer regnes som irreversible dersom tidsskalaen for gjenoppretting fra denne tilstanden, på grunn av naturlige prosesser, er betydelig lenger enn tiden det tar for systemet å nå den forstyrrede 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 metanklatrat eller permafrost, iskollaps på Grønland eller Antarktis kan være irreversible over flere årtusener etter forstyrrelsen.[107]

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

Klimapanelets femte hovedrapport beskriver brå klimaendringer som storskala endringer av klimasystemet i løpet av noen tiår, som fortsetter minst i noen tiår til, og gir store forstyrrelser i naturlige eller menneskelige systemer. Eksempler på dette er havsirkulasjonen i nordlige Atlanterhavet, utslipp av CH4 fra metanklatrat, at tropisk og boreale skoger dør ut, at sommerisen i Arktis forsvinner eller langtidstørke. 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.[107]

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.[108]

En konsekvens av store klimaendringer er så høye temperaturer i tropene at det vil være vanskelig å oppholde seg utendørs. 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. Dette kan bli et problem for matsikkerhet på grunn av økende behov ved befolkningsvekst. På høyere breddegrader kan temperaturøkninger gi større landbruksproduktivitet, men forventet økning av ekstremværhendelser kan motvirke effekten.[109][110] Med stigende temperaturer står en også foran en økende risiko for abrupte og irreversible klimaendringer. Imidlertid 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.[111]

James Hansen, særlig kjent for å ha introdusert begrepet tipping point og forsket på tilbakekoblingsmekanismer, har advart mot farlige klimaendringer.[112] 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.[113] 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» (engelsk: Assessing “Dangerous Climate Change”: Required Reduction of Carbon Emissions to Protect Young People, Future Generations and Nature) 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 CO2 i atmosfæren.[114]

Se også[rediger | rediger kilde]

Noter[rediger | rediger kilde]

Type numrering
  1. ^ Engelsk: «Planck feedback», ukjent om en 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. Besøkt 15. september 2019. 
  2. ^ 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. 
  3. ^ Barry: Atmosphere, Weather and Climate side 51.
  4. ^ a b Stordal, Frode (1993). Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt. Oslo: Universitetsforl. s. 96-99. ISBN 8200408035. 
  5. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 467.
  6. ^ 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.
  7. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 16.
  8. ^ Andrew Ford (2010). «Chapter 9: Information feedback and causal loop diagrams». Modeling the Environment. Island Press. s. 99 ff. ISBN 9781610914253. 
  9. ^ a b Human Population and the Environmental Crisis. Jones & Bartlett Learning. 1996. s. 42. ISBN 9780867209662. 
  10. ^ Keesing, R.M. (1981). Cultural anthropology: A contemporary perspective (2nd ed.) p.149. Sydney: Holt, Rinehard & Winston, Inc.
  11. ^ a b c Barry: Atmosphere, Weather and Climate side 358–359.
  12. ^ Rahmstorf, Stefan (2008). Global Warming: Looking Beyond Kyoto (PDF). Brookings Institution Press. ISBN 978-0-8157-9714-2. 
  13. ^ a b Pachauri, R.K og Reisinger, A. m.fl. «Climate Change 2007: Synthesis Report. Contribution of Working Groups I, II and III to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change: Synthesis Report». s. 53. Besøkt 15. september 2019. 
  14. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 381–382.
  15. ^ Grønås, Sigbjørn (2011). Hvordan klimaet kan endres – en innføring. Bergen: Geofysisk institutt, Universitetet i Bergen. s. 52. 
  16. ^ a b Rose, Brian E. J. «Lecture 1: Planetary energy budget». University at Albany. Besøkt 16. september 2019. 
  17. ^ 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. 
  18. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 1450.
  19. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 39.
  20. ^ a b 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. 
  21. ^ 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. 
  22. ^ 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. 
  23. ^ 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. 
  24. ^ Asgeir Sorteberg. «Recommended Reading – Mathematical Expression of Climate feedbacks». Universitetet i Bergen. Besøkt 16. september 2019. 
  25. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 445.
  26. ^ a b Houghton: Global warming – The Complete Briefing side 109–110.
  27. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 666.
  28. ^ 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. 
  29. ^ Hartmann: Global Physical Climatology side 232–234.
  30. ^ a b Dessler, Andrew E. og Sherwood, Steven C. (20. februar 2009). «A Matter of Humidity». Science. 323 (5917): 1020–1021. doi:10.1126/science.1171264. 
  31. ^ a b c d e f g h i Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 8.
  32. ^ a b c d e f g h i Stocker et al: Fifth Assessment Report side 128.
  33. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 667.
  34. ^ Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 447.
  35. ^ Hansen, James (2008). «Tipping point: Perspective of a climatologist». In State of the Wild 2008-2009: A Global Portrait of Wildlife, Wildlands, and Oceans. (PDF). Wildlife Conservation Society/Island Press. s. 6–15. 
  36. ^ Houghton: Global warming – The Complete Briefing side 114.
  37. ^ Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 448.
  38. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 1062.
  39. ^ a b Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 449.
  40. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 55.
  41. ^ Stocker et al: Fifth assessment report side 819.
  42. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 530.
  43. ^ a b Kevin Dennehy (30. november 2016). «Losses of soil carbon under global warming might equal U.S. emissions». Yale News. Besøkt 16. september 2019. 
  44. ^ Jex, Catherine (2. desember 2016). «Jorda i Arktis kan være en tikkende klimabombe». forskning.no. Besøkt 16. september 2019. 
  45. ^ Pearce, Fred (10. august 2005). «Climate warning as Siberia melts». newscientist. Besøkt 16. september 2019. 
  46. ^ Archer, D (2007). «Methane hydrate stability and anthropogenic climate change». Biogeosciences Discuss. 4: 993–1057. doi:10.5194/bgd-4-993-2007. 
  47. ^ Connor, Steve (23. september 2008). «Exclusive: The methane time bomb». The Independent. Besøkt 16. september 2019. 
  48. ^ Connor, Steve (25. september 2008). «Hundreds of methane 'plumes' discovered». The Independent. Besøkt 16. september 2019. 
  49. ^ «Methane release on the Arctic East Siberian shelf» (PDF). Geophysical Research Abstracts. 9: 01071. 2007. 
  50. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 531.
  51. ^ 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. 
  52. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 508.
  53. ^ a b Rasmussen, Carol og Ramsayer, Kate (11. november 2015). «Seven case studies in carbon and climate». NASA. 
  54. ^ 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. 
  55. ^ 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. 
  56. ^ Gregory, Madeleine (29. juli 2019). «The Arctic Is on Fire, and It Might Be Creating a Vicious Climate 'Feedback Loop'». vice. Besøkt 17. september 2019. 
  57. ^ Phillips, Carly (30. april 2019). «The Vicious Climate-Wildfire Cycle». Union of Concerned Scientists. Besøkt 17. september 2019. 
  58. ^ Hurteau, Matthew D., Liang, Shuang, Westerling, A. LeRoy og Wiedinmyer, Christine (2019). «Vegetation-fire feedback reduces projected area burned under climate change». Scientific Reports, Springer Nature. 9 (1). doi:10.1038/s41598-019-39284-1. 
  59. ^ Liu, Zhihua, Ballantyne, Ashley P. og Cooper, L. Annie (2019). «Biophysical feedback of global forest fires on surface temperature». Nature Communications. 10 (1). doi:10.1038/s41467-018-08237-z. Arkivert fra originalen . 
  60. ^ 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. 
  61. ^ 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. 
  62. ^ a b c Stocker et al: Fifth Assessment Report side 515.
  63. ^ 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. 
  64. ^ Tim Radford (8. september 2005). «Loss of soil carbon 'will speed global warming'». The Guardian. Besøkt 17. september 2019. 
  65. ^ 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. 
  66. ^ Freeman, Chris (2001). «An enzymic 'latch' on a global carbon store». Nature. 409 (6817): 149. PMID 11196627. doi:10.1038/35051650. 
  67. ^ 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. 
  68. ^ Connor, Steve (8. juli 2004). «Peat bog gases 'accelerate global warming'». The Independent. 
  69. ^ Slettemark Hovden, Torunn. «Fant overraskende stort CO2-utslipp – Det er som om det brenner i bekkene». forskning.no. Besøkt 29. august 2019. 
  70. ^ a b c Prentice, Iain Colin, Williams, Siân og Friedlingstein, Pierre (juni 2015). «Biosphere feedbacks and climate change» (PDF). Grantham Institute Briefing paper (12): 12–13. 
  71. ^ Wallace og Hobbs: Atmospheric Science side 447-448.
  72. ^ Houghton: Global warming – The Complete Briefing side 110–111.
  73. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 578.
  74. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 591.
  75. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 594.
  76. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 591-592.
  77. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 622.
  78. ^ 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. 
  79. ^ Barry og Chorley: Atmosphere, weather and climate side 359.
  80. ^ Hartmann: Global Physical Climatology side 231–232.
  81. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 472.
  82. ^ 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. 
  83. ^ 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]
  84. ^ C. Heinze, S. Meyer, N. Goris, L. Anderson, R. Steinfeldt, N. Chang, C. Le Quéré, og D. C. E. Bakker (2015). «The ocean carbon sink – impacts, vulnerabilities and challenges». Earth System Dynamics. 6: 327–358. doi:10.5194/esd-6-327-2015. 
  85. ^ a b c d e Riebeek, Holli (30. juni 2008). «The Ocean’s Carbon Balance». Earth Observatory, NASA. Besøkt 17. september 2019. 
  86. ^ a b c «Ocean Chemistry – ACS Climate Science Toolkit». American Chemical Society. Besøkt 17. september 2019. 
  87. ^ 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. 
  88. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 501-502.
  89. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 496.
  90. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 532-533.
  91. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 587.
  92. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 477.
  93. ^ Sönke Zaehle (4. august 2011). «Anthropogenic nitrogen plays a double role in climate change». Phys.org. Besøkt 23. juli 2017. 
  94. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 514.
  95. ^ a b Houghton: Global warming – The Complete Briefing side 111–114.
  96. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 55.
  97. ^ a b Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 56.
  98. ^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 48.
  99. ^ «Long-term variability and trends in the Atlantic Water inflow region (A-TWAIN)». Norsk polarinstitutt. Besøkt 13. oktober 2019. 
  100. ^ Pachaurl, Rajendra K; m.fl. (2015). Climate Change 2014 – Synthesis Report – Summary for Policymakers. Geneve: IPCC. s. 16. ISBN 978-92-9169-143-2. 
  101. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report, Technical Summary side 67–68.
  102. ^ Tor Eldevik og Øyvind Lie (18. juni 2009). «Klima i de lange linjers perspektiv». forskning.no. Besøkt 17. august 2017. 
  103. ^ Rasool, I.; De Bergh, C. (Juni 1970). «The Runaway Greenhouse and the Accumulation of CO2 in the Venus Atmosphere». Nature. 226 (5250): 1037–1039. Bibcode:1970Natur.226.1037R. ISSN 0028-0836. PMID 16057644. doi:10.1038/2261037a0. 
  104. ^ 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. 
  105. ^ «Summary for Policymakers». Climate Change 2007: Synthesis Report (PDF). IPCC. 17. november 2007. 
  106. ^ «IPCC-XXXI/Doc. 4, p.1 SCOPING OF THE IPCC 5TH ASSESSMENT REPORT Background, Cross cutting issues and AR5 Synthesis Report» (PDF). oktober 2009. Besøkt 10. september 2019. 
  107. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report, Technical Summary side 70.
  108. ^ 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. 
  109. ^ 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. 
  110. ^ 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. 
  111. ^ Pachaurl, Rajendra K.; m.fl. (2015). Climate Change 2014 – Synthesis Report – Summary for Policymakers. Geneve: IPCC. s. 65. ISBN 978-92-9169-143-2. 
  112. ^ 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. 
  113. ^ «Climate Science Basics». 350.org. Besøkt 17. mars 2019. 
  114. ^ 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]