1. No category

Houghton (2002) – Kap. 14: Klima og klimaendringer
For mer informasjon, se den vitenskapelige delen av rapporten fra FNs klimapanel, IPCC,
i 2001: http://www.ipcc.ch/pub/wg1TARtechsum.pdf (oppsummering) eller
http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/index.htm (enkelte kapitler). Denne rapporten
er skrevet av fremstående forskere, og gir et godt oversiktsbilde over status når det
gjelder hva vi vet og ikke vet om klimaendringer.
Klimavariasjoner siste 1000 år
Figur 14.2a viser observerte temperaturer de siste 150 år (jfr. Figur 8.1 i Hartmann),
midlet over jorda. Observasjonsdekningen var nokså begrenset i det 19.århundre, spesielt
over hav på sørlige halvkule. Likevel antas hovedtrekkene å være tilnærmet riktige.
Som vi ser er det variasjoner på mange tidsskalaer. I tillegg til disse variasjonene
(naturlige svingninger) er det en generell trend oppover. Totalt øker temperaturen med
0,6°C i løpet av de 150 årene, og økningen er mest markert etter 1970.
I Figur 14.2b ser vi på temperaturutviklingen på nordlige halvkule de siste 1000 år. Det
finnes ikke vanlige temperaturmålinger lenger tilbake enn ca. 1800, slik at det meste av
denne kurven er basert på studier av diverse temperaturindikatorer, som treringer,
koraller, borekjerner i is, samt diverse skriftlige beretninger (bl.a. Islendingesagaene).
Det er kun for nordlige halvkule at slike ”rekonstruksjoner” anses å være pålitelige, men
selv her er det stor usikkerhet, som vi ser av de grå prikkene over og under kurven.
Et iøynefallende trekk er den relativt kalde perioden i sen middelalder, mellom ca. 1400
og 1900. Denne kalles ofte den lille istid, og var ifølge visse andre kilder mest intens
mellom ca. 1650 og 1850.
Så, hva skyldes disse variasjonene? Det finnes det ikke noe fasitsvar på, men la oss se på
de mest sannsynlige forklaringene:
1) Basert på solflekkobservasjoner siden ca. 1600 (kun pålitelige etter 1848), og modeller
for solas utstråling, anses solas utstråling å ha økt med ca. 0,2 – 0,3 % siden bunnivået
under den lille istiden. For eksempel var det nesten ingen solflekker rundt år 1700, og
dette er et tegn på liten solaktivitet og dermed liten utstråling, selv om solflekkene som
sådan er relativt kalde. Den lille istid anses altså å henge sammen med naturlige
variasjoner i solas utstråling.
2) En stadig større del av oppvarmingen i det 20.århundre anses å skyldes økning i
drivhusgasskonsentrasjoner p.g.a. menneskelige utslipp av CO2, CH4, N2O, KFK-gasser,
o.s.v., særlig ved brenning av kull, olje og gass. Dette kalles noen ganger den forsterkede
drivhuseffekt, til forskjell fra den naturlige drivhuseffekt, hvor H2O er den viktigste
gassen. Som Figur 14.7 viser er det først i siste del av det 20.århundre at de målte
konsentrasjonene av drivhusgassene har virkelig tatt av.
1
3) Mengden partikler i atmosfæren (aerosoler) kan ha stor betydning for klima, fordi
disse partiklene reflekterer solstråling effektivt. I tillegg opptrer mange av disse
partiklene (særlig de som inneholder svovel) som kondensasjonskjerner for skydråper.
Flere aerosoler betyr da flere og mindre skydråper, hvilket medfører større overflateareal
av dråpene, og dermed høyere albedo. Særlig er det velkjent at vulkanutbrudd har en
avkjølende effekt, se Figur 14.13. Men, også menneskeskapte partikler anses å ha en
betydelig avkjølingseffekt. Beregninger tyder på at disse partiklene kan ha bidratt i
betydelig grad til å dempe oppvarmingen som skyldes den forsterkede drivhuseffekten.
4) Naturlige svingninger i selve klimasystemet. Mange deler av klimasystemet har en
betydelig naturlig variabilitet, selv når ytre pådriv (solstråling, drivhusgasser, aerosoler)
er uendret. Et eksempel på dette er den termohaline sirkulasjonen i Atlanterhavet som
varierer i tråd med vekselvirkninger mellom hav og atmosfære som ikke er godt forstått.
El Niño-fenomenet er et annet eksempel på en naturlig svingning, hvor både hav og
atmosfære er involvert. Det er ikke kjent i detalj hvor godt klimamodellene, som
simulerer både atmosfæren og havet koplet sammen, gjengir disse naturlige
svingningene. Men, Figur 14.2a viser i alle fall variabiliteten i en av disse modellene.
Istidene
På tidsskalaer mellom 1000 år og 1 million år er klimavariasjonene dominert av istider og
mellomistider. Under istidene var nordlige halvkule mer eller mindre isdekket helt ned til
50. breddegrad, i hvert fall over Europa og Nord Amerika.
Som nevnt i begynnelsen av kurset, mener man nå (Milankovitch-teorien) at disse
variasjonene skyldes variasjoner i jordas bane rundt sola. Disse variasjonene i
baneparametre påvirker ikke globalmidlet, årsmidlet innstråling (solarkonstanten), men
de påvirker fordelingen med breddegrad og med årstiden. Det er særlig
sommerinnstrålingen på høye bredder som anses å være avgjørende for overgangen
mellom istider og mellomistider. Det er tre parametre som varierer på forskjellige
tidsskalaer, eksentrisitet med periode 97 000 år, helning av jordaksen med periode 40 000
år og tiden på året når jorda er nærmest sola, med en periode på 21 000 år. Figur 14.4
illustrer hvordan dette virker, mens Figur 14.5 viser den observerte sammenheng mellom
innstrålingen om sommeren og isutbredelse.
Det har vist seg når man studerer disse variasjonene i sommerinnstråling og i isutbredelse
nøye at de sistnevnte endringene er større enn hva man skulle forvente fra
strålingsvariasjonene alene. Det betyr at det må være noen positive tilbakekoplinger i
klimasystemet som forsterker solsignalet, slik at effekten blir større enn hva pådrivet
alene skulle tilsi. Dette er ikke helt forstått, men det er mye som tyder på at CO2konsentrasjonene kan spille en nøkkelrolle her. Når temperaturen avtar og havene blir
kaldere øker også havets evne til å ta opp CO2. Det finnes også mer usikre hypoteser om
at organismer i havet tar opp mer CO2 i et kaldere klima. På denne måten kan havet og
CO2 sammen bidra til å forsterke klimaendringer som skyldes f.eks. jordbanevariasjoner.
Det viser seg da også at temperaturen på jorda og CO2-konsentrasjonene har en ekstremt
høy korrelasjon. Dette ser vi av Figur 14.3, fra målinger i borekjerner i Antarktis. Her er
2
temperaturen estimert ut fra isotopforholdet mellom 18O og 16O, mens CO2konsentrasjonen er målt direkte i luftbobler i isen. Lignende analyser med samme resultat
er også gjort på grunnlag av sedimenter i havbunnen.
Havets rolle
I betraktninger om klimaendringer er det viktig å ta hensyn til vekselvirkninger mellom
hav og atmosfære. Anomalier (avvik fra normalen) i havtemperatur i et område kan føre
til endringer i atmosfæresirkulasjonen både i det området og langt vekk fra området.
Tilsvarende kan anomalier i atmosfærisk sirkulasjon føre til at det oppstår anomalier i
havtemperaturen eller kanskje til og med i havstrømmene. Da er det lett å forstå at det
kan oppstå koplete vekselvirkninger. En teoretisk tenkbar mulighet er for eksempel at økt
tilførsel av ferskvann til Nord-Atlanteren kan få Golfstrømmen til å bryte sammen (jfr.
filmen ”The day after tomorrow”).
Et velkjent og svært viktig eksempel på en koplet atmosfære-hav vekselvirkning er El
Niño-fenomenet. Dette fenomenet opptrer ikke regelmessig, men har en kvasi-periode på
ca. 3-5 år. Da blir passatvindene i østlige Stillehav nesten borte og
havoverflatetemperaturen stiger med flere grader rundt ekvator i østlige Stillehav (se
Figur 14.6). Dette har stor innvirkning på værforholdene i store deler av Stillehavet, og
faktisk også over områder lenger unna som bl.a. Afrika, Australia, U.S.A., India og
Brasil. Det blir kraftig økning i nedbøren over nordvestkysten av Sør-Amerika, og også
over California og Florida, mens Australia og Indonesia får mye mindre nedbør enn
normalt. Det blir flere tropiske sykloner enn normalt i det østlige Stillehavet, men færre
enn normalt i Atlanterhavet. Det er ikke helt klart hva El Niño skyldes, men en nøyaktig
beskrivelse av både hav og atmosfære er nødvendig for å simulere det.
I de senere år har værvarslings- og klimamodeller begynt å få et visst ”tak på” El Niño,
men det er fortsatt langt igjen før nøyaktige langtidsvarsler av fenomenet er mulige.
Menneskelig innflytelse på klima
Gjennom det meste av jordas historie har klimaet vært bestemt av naturlige variasjoner.
Disse variasjonene skyldes variasjoner i solas utstråling, variasjoner i jordas bane rundt
sola, vulkanutbrudd, platetektonikk, o.s.v. Allerede i middelalderen begynte mennesker å
endre vegetasjon betydelig, særlig i Europa og deler av Asia og Nord-Amerika. Dette
hadde betydning for det lokale klima, men ingen stor innflytelse globalt. De siste 100-150
år har menneskelig aktivitet i stadig større grad begynt å påvirke atmosfærens
sammensetning. Dette skjer nå i så stor grad at en betydelig påvirkning av det globale
klima er uunngåelig.
Vi har allerede snakket litt om partikkelforurensning, som virker i hovedsak avkjølende
på samme måte som partikler etter vulkanutbrudd. Dette er egentlig et ganske
sammensatt bilde, bl.a. fordi noen partikler, særlig sotpartikler, virker oppvarmende,
3
siden de absorberer solstråling. Det er fortsatt et stort behov for mer forskning for bedre å
forstå hvordan partikler dannes, og hvordan de påvirker skyer og klima.
Et atskillig bedre forstått problem er det som skyldes økningen i
drivhusgasskonsentrasjonene. Som vist i Figur 14.7 har konsentrasjonen av
karbondioksid, CO2, økt med over 30% de siste 200 år, mens konsentrasjonen av metan,
CH4, har økt med hele 150%. Siden CO2 bidrar ca. 2/3 deler av den menneskeskapte /
forsterkede drivhuseffekten, er det nødvendig å snakke litt mer om den. Denne gassen
inngår i et kretsløp i naturen, som inkluderer hav, atmosfære, vegetasjon og jordsmonn
(Figur 14.8). Som vi ser er lagringen av karbon i atmosfæren relativt liten, og det er store
flukser av CO2 mellom de forskjellige reservoarene. De store lagrene av karbon finnes i
dyphavet og i landjorda. Utveksling mellom de forskjellige lagrene skjer på mange
forskjellige tidskalaer. For eksempel skjer utvekslingen mellom atmosfæren og den
øverste delen av havet på tidskala 1-10 år, mens utvekslingen med dyphavet har tidsskala
1000 år. Av denne grunn er det ikke mulig å gi ett eksakt tall for omsetningstiden for CO2
i atmosfæren. Et ofte benyttet tall er 100 år, og det tallet gir et godt bilde av hvor lenge et
CO2-molekyl som slippes ut til atmosfæren fra for eksempel fossil brenning kan forventes
å bli værende der.
Historiske data viser at CO2-konsentrasjonen var tilnærmet konstant over flere hundre år
før den industrielle revolusjonen, se Figur 14.14a.
For å studere endringer i dette kretsløpet har man konstruert et diagram som er vist i
Figur 14.9, hvor konsentrasjoner av CO2 og oksygen, O2, blir sammenholdt. Opptak av
CO2 i havet skjer uten endringer i O2, mens opptak i biosfæren på land (fotosyntese)
slipper ut O2 til atmosfæren. Tilsvarende fører brenning av fossile brensler til utslipp av
CO2 til atmosfæren, mens O2 forbrukes.
Hvis brenning av fossile brensler hadde operert alene ville utviklingen ha fulgt pilen
lengst til høyre. Denne er beregnet ut fra informasjon om forbruk av olje, kull og gass.
Som det fremgår av figuren har havet og biosfæren tatt opp ca. 60 % av den CO2 som er
sluppet ut. Dette er funnet ved å utnytte det faktum at CO2 / O2 forholdet (helningen på
pilene i figuren) for opptak i hav og biosfæren er kjent, i tillegg til at tidsforløpet av
konsentrasjonene av CO2 og O2 er kjent.
Også lystgass, N2O, har lang levetid. Derimot har metan, CH4, en levetid på bare 10 år,
og aerosolene har enda kortere levetid, ca. en uke. Et unntak er aerosoler i stratosfæren.
Partikler fra kraftige vulkanutbrudd, som kommer seg opp dit, kan bli værende der lenge,
ca. 2 år.
Den forsterkede drivhuseffekten
For å illustrere hvordan en menneskeskapt drivhuseffekt fungerer, skal vi nå studere
virkningen av en dobling av CO2-konsentrasjonen fra den pre-industrielle verdien på 280
ppm (1 ppm = 1 milliontedel av volumet, dvs. 0,0001 %). I dag er verdien ca. 370 ppm,
4
men en verdi på 560 ppm, som tilsvarer dobling vil nåes allerede i dette århundre, dersom
ikke utslippene reduseres betraktelig fra dagens nivå.
Starter vi i stratosfæren, så husker vi at den med en god tilnærmelse er i strålingsbalanse.
Dette skyldes en tilnærmet balanse mellom absorbsjon av solstråling i O3 og emisjon av
langbølget stråling fra CO2. Strålingsspektra fra satellitter viser at utstrålingen fra jorda
midt i 15 µm-båndet for CO2 stammer fra øvre stratosfære og mesosfæren, dvs. ca. 50 km
høyde. Ut fra strålingsbalanse får man da en temperatur på 280 K for en CO2konsentrasjon på 360 ppm, hvilket stemmer godt overens med observasjoner.
For en CO2-konsentrasjon på 560 ppm, blir derimot temperaturen i dette nivået nesten 20
K lavere! Dette skyldes økt strålingstap til verdensrommet (fordi stratosfærens emissivitet
øker). Altså fører en økning av [CO2] til en betydelig avkjøling av stratosfæren.
Dette vil tilsynelatende føre til at utstrålingen fra planeten reduseres når drivhuseffekten
øker (mindre varme ”slippes ut”). For, ifølge Stefan-Boltzmanns lov vil en kaldere
atmosfære stråle ut mindre energi enn en varmere atmosfære.
Men, som vi husker fra Kapittel 2 (Figur 2.4) er stratosfæren langt i fra å være noe svart
legeme. La oss derfor se på utstrålingen fra troposfæren og bakken. For utstrålingen fra
troposfæren kan det vises at det nivået, gitt ved lufttrykket pm, hvor bidraget til utstråling
til verdensrommet er maksimalt, avhenger av CO2-konsentrasjonen, c, gjennom
ligningen:
_______________________
pm = √ (2 g π p0 ( ν – ν0)2) / (s γ0 c)
dvs. jo høyere c, desto lavere trykk hvor maksimal ustråling skjer.
Dette medfører at når CO2-konsentrasjonen dobles, så løftes det nivå hvor strålingen til
verdensrommet kommer fra opp med en faktor 1 / √2 ≈ 0.7, dvs. med ca. 3 km. Dersom
temperaturen i troposfæren antas å falle med 6 K pr. km, betyr dette at temperaturen der
hvor det meste av strålingen til verdensrommet kommer i fra avtar med 18 K. Dette viser
seg å tilsvare en reduksjon i utstråling på ca. 3 W / m2.
Dette var et sterkt forenklet regnestykke. Dersom den samme utregningen gjøres på en
mer nøyaktig måte hvor man tar hensyn til skyer, overlapp mellom CO2 og H2O og den
eksakte temperaturfordelingen får man et litt større tall, nemlig 4 W / m2 reduksjon av
utstråling når CO2-konsentrasjonen dobles. Dette kalles ofte strålingspådrivet fra CO2.
Men, hva betyr dette i klartekst for temperaturen? Hvordan endres den ved for eksempel
en dobling av CO2. Svaret på dette er ikke kjent, men det går likevel an å si noe om det:
Igjen starter vi med en ekstrem forenkling, og forsøker så å nærme oss virkeligheten. Vi
starter med å anta at det ikke finnes noen tilbakekoplinger i klimasystemet. Vi antar altså
i første omgang at bakken og troposfæren varmes opp inntil strålingsbalansen ved toppen
5
av atmosfæren er gjenopprettet. Temperaturfallet med høyden antas uendret. Det kan
vises at dette medfører en oppvarming ved bakken på 1,2°C (Figur 14.10).
Mye tyder på at dette er et underestimat, p.g.a. en rekke viktige positive tilbakekoplinger,
som f.eks. is/snø-albedo tilbakekopling og vanndamp-tilbakekopling. Klimamodellene
støtter dette, men er ikke enige om hvor stor oppvarmingen blir. De gir en oppvarming
ved CO2-dobling som varierer mellom 1,5°C og 6°C.
En viktig egenskap ved CO2-oppvarmingen er at denne gassen ikke gir en konstant
oppvarming pr. molekyl. Derimot er sammenhengen logaritmisk, slik at hver dobling av
CO2-konsentrasjonen gir det samme pådrivet, 4 W / m2. Dette skyldes en delvis metning
av absorbsjonsbåndet for CO2 ved 15 µm.
Vi har nå fokusert på virkningen av CO2-dobling. Figur 14.11 sammenligner virkningen
av mange forskjellige klimapådriv som har gjort seg gjeldende fra 1750 til 2000. Det er
viktig å notere seg at figuren viser globalmidlete pådriv. I realiteten er noen av pådrivene
relativt homogene (f.eks. CO2), mens andre varierer sterkt i rommet (f.eks. aerosolpådriv). Derfor kan f.eks. to pådriv som i globalt middel kansellerer hverandre i globalt
middel føre til betydelige endringer i klima på regional skala.
Tilbakekoplinger i klimasystemet
Noen av de viktigste tilbakekoplingene i klimasystemet er:
1) Vanndamp-tilbakekopling
I et varmere klima vil mer vann fordampe fra havene, slik at atmosfæren vil inneholde
mer vanndamp. Siden vanndamp er en effektiv drivhusgass, vil dette forsterke
oppvarmingen. Positiv tilbakekopling.
2) Is/snø-albedo tilbakekopling
I et varmere klima vil utbredelsen av havis og snø avta. Dette vil føre til at mer solstråling
absorberes. Dermed forsterkes oppvarmingen. Positiv tilbakekopling.
3) Biogeokjemiske tilbakekoplinger
I et varmere klima kan vegetasjonen endre seg betydelig. Dette kan virke inn på albedo,
fordampning, skydannelse og mange andre klimaparametre. Tining av permafrost kan
føre til økte utslipp av bl.a. metangass, hvilket kan forsterke oppvarmingen. Fortegnet på
disse tilbakekoplingene varierer og er dårlig kjent.
4) Sky-tilbakekopling
I et varmere klima kan både mengden og utbredelsen av skyer endre seg. Hvilken
betydning dette har for klima kommer an på hvilke skyer som endrer seg (høye, lave,
o.s.v.), hvordan de endres (tykkere, tynnere, o.s.v.) og hvor de befinner seg, geografisk.
Fortegnet på denne tilbakekoplingen er ikke kjent. Tabell 14.1 viser forskjellige
muligheter. Vi ser her bl.a. hvordan lave skyer har en avkjølingseffekt, mens høye skyer
har en oppvarmingseffekt.
6
Det er særlig usikkerhet knyttet til tilbakekoplinger 3 og 4, samt usikkerhet i framtidig
utvikling av utslippene av drivhusgasser og aerosoler som har gitt opphav til det brede
intervallet 1,5 til 6 grader når det gjelder forventet global oppvarming i dette århundre.
Modellering av klimaendringer
Klimamodellene som brukes til forutsigelser av fremtidens klima er etter hvert blitt svært
detaljerte. De beregner bevegelser, temperatur og andre egenskaper, både i hav og
atmosfære (Figur 14.12). Det betyr bl.a. at endringer i havstrømmer (f.eks.
Golfstrømmen) kan simuleres. F.eks. kan økt nedbør i et varmere klima føre til mer lett
ferskvann i overflaten i Nord-Atlanteren, og dette kan svekke den termohaline
sirkulasjonen (kapittel 7 i Hartmann). I tillegg har modellene en detaljert behandling av
landjorda og en forenklet behandling av biosfæren.
Hvor gode er disse modellene?
-En god måte å teste dem på er å se hvor godt de simulerer dagens klima. Et eksempel på
dette er vist i Figur 14.2a, men selvfølgelig er det viktig å se på mange andre variable enn
bare temperatur, og det er heller ikke nok å se på globale midler; også romlige mønstre
må være realistisk simulert. Et godt eksempel på slike tester er vist på nettsiden
http://www.cgd.ucar.edu/cms/mstevens/ccsm/index.html fra det amerikanske
forskningssenteret National Center for Atmospheric Research (NCAR).
- Figur 14.13 viser simuleringer av den globale avkjølingen (ca. en halv grad) som
oppsto etter vulkanutbruddet i Pinatubo-fjellet på Filippinene i 1991.
- El Niño-fenomenet er også en god prøvestein for klimamodellene. Her har modellene i
det aller siste endelig begynt å vise gode resultater, bl.a. p.g.a. at de nå har svært høy
horisontal oppløsning i havet (ca. 50 km), særlig i østlige tropiske Stillehav. Også i
simuleringer av forhistorisk klima, f.eks. i forbindelse med istidene, gir de beste
modellene nå ganske gode resultater.
Figur 14.14a viser simuleringer av CO2-konsentrasjonene de siste 1000 år, samt
forventet utvikling over de neste 100 år basert på forskjellige forventninger om utslipp av
menneskeskapte drivhusgasser. I Figur 14.14b er den temperaturutvikling som tilsvarerer
disse CO2-konsentrasjonene vist. Frem til år 2000 viser figuren observasjoner, men lengst
til høyre vises beregnet temperaturutvikling p.g.a. økningen i drivhusgasskonsentrasjoner.
Som vi ser er usikkerheten stor, men alle beregningene viser en oppvarming de neste 100
år som er større enn hva verden har opplevd i hvert fall de siste 10 000 år.
Observasjoner av klima
Pålitelige observasjoner med god dekning i rom og tid er av avgjørende betydning i
klimaforskningen. Satellitter spiller her en stadig større rolle, som beskrevet i detalj i
kapittel 12 i Houghtons bok.
7
Virkningene av klimaendringer
Basert på dagens kunnskap, på grunnlag av en sammenfatning av modellberegninger,
fysiske resonnementer og studier av observasjonsdata fra nåtid og fortid, er følgende
utvikling sannsynlig i dette århundre:
1) Global temperaturøkning som er større enn hva verden har sett i hvert fall de siste
10 000 år. Større oppvarming over land enn over hav. Betydelig økning i antall
svært varme dager, og i antall og lengde på ”hetebølger”.
2) Stigning i havsnivå p.g.a. termisk utvidelse av havet og smelting av isbreer. For
en dobling av CO2-konsentrasjonene ventes en stigning på 50 cm. Ismassene i
Antarktis og på Grønland ventes ikke å endre seg noe særlig, for her vil økt
nedbør (hovedsakelig som snø) kompensere for stigende temperatur.
3) Høyere temperatur vil føre til økt fordampning fra verdenshavene, og dermed
høyere vanndampkonsentrasjon i atmosfæren. Nedbøren vil øke, men det kan
likevel mange steder over land bli tørrere, siden fordampningen øker samtidig.
4) Økt frigjøring av latent varme i atmosfæren vil føre til kraftigere
vertikalsirkulasjoner, hvilket betyr kraftigere nedbørepisoder, men også mer
intense tørkeepisoder andre steder. Dette blir ofte referert til som ”en mer intens
hydrologisk syklus”. Noen ganger snakker man også om ”mer ekstremvær”.
8