Globale klimaendringer
Av Harald Pleym
www.hpleym.no

Jorda er mellom 4.5 og 5 milliarder år gammel. Ved hjelp av ulike metoder mener man å kunne fastslå at Jorda har gjennomgått minst tre isaldre med ca. 300 millioner års mellomrom. En isalder karakteriseres ved gjentatte svingninger mellom kalde istider og forholdsvis varme mellomistider. Det er bare i en svært liten brøkdel av Jordas historie at menneskene på en eller annen måte har kunnet påvirke klimaet. Vi vet med noenlunde sikkerhet at det moderne menneske har eksistert på Jorda i de siste 80 000 år. Men det er først mot slutten av det 20. århundre at menneskelig virksomhet har ført til utslipp av forurensninger i en mengde som i betydelig grad har endret sammensetningen av gasser i atmosfæren. Dermed kan klimaet globalt endre seg.

Naturlige klimavariasjoner

Vi stilles ofte overfor spørsmål om registrerte endringer i klimaet kan skyldes menneskelig virksomhet eller bare er en del av de naturlige variasjonene i klimaet. For å kunne svare på slike spørsmål, må vi ha kunnskaper om hvordan klimaet har endret seg i tidligere tider og om mulige årsaker til disse endringene.

Jordas klima bestemmes av et samspill mellom svært mange prosesser i solsystemet,  i atmosfæren, i alt vann på og under Jordas overflate (hydrosfæren), i is- og snømassene (kryosfæren), i jordmassene (litosfæren) og i planter på land, i sjø og alt liv (biosfæren). Disse sfærene utgjør tilsammen klimasystemet på Jorda. Figuren under viser en skisse av dette klimasystemet.

  Fra Le Treut et al 2007
                                                                                                                            

Været varierer og dermed vil også klimaet variere. Men klimavariasjoner er ikke det samme som klimaendringer. Figuren under viser eksempler på ulike tidsforløp av en eller annen klimastørrelse som varierer.

A beskriver en ren periodisk variasjon. I praksis finner man ikke mange  slike. De fleste er av typen tilsynelatende periodiske  svingninger (kvasiperiodiske svingninger) som vist i B. Både i B, C og D ser vi hvordan den målte størrelsen varierer omkring en middelverdi. I B har vi en forholdsvis brå overgang fra en tidsperiode med en bestemt middelverdi til en påfølgende periode med en annen statistisk sikker (signifikant) forskjellig middelverdi. I dette tilfellet kan vi snakke om en endring i størrelsen. I C har vi variasjoner omkring en stadig synkende middelverdi (fallende trend). Varer denne trenden tilstrekkelig lenge, før den flater ut, vil vi få en permanent endring i middelverdien. I D har vi ingen endring i middelverdien, men variasjonene øker etter hvert som tiden går. Ekstremene i størrelsen blir tydeligere, f.eks. varmere vintrer og kaldere somrer, eller motsatt. I noen tilfeller vil en forandring i avvikene (variansen) være et mer viktig aspekt ved variasjonene enn en forandring i middelverdien.

Klimaindikatorer - metoder for datainnsamling

Det er ingen tvil om at det globale klimaet har gjennomgått betydelige variasjoner på en rekke tidsskalaer. Og det er all mulig grunn til å regne med at slike variasjoner vil fortsette i framtiden. Studiet av klimaet i forhistorisk tid og en mulig rekonstruksjon av de klimatiske forhold på den tiden ved hjelp av numeriske klimatiske modeller, vil gi oss verdifull innsikt i effekter av globale klimatiske forandringer og mulige årsaksforhold. Dette vil så kunne danne grunnlaget for en mulig forutsigelse av framtidige klimavariasjoner. Før vi ser på klimavariasjonene/-endringene i fortid og opp til vår tid, bør vi vite litt om hvordan vi skaffer oss opplysninger om klimaforholdene. Opplysningene om klimaforholdene bakover i tiden kan avledes av en rekke faktorer.

• Instrumentelle registreringer begrenser seg til maksimum to århundrer tilbake, men observasjonene er mangelfulle og dekker bare begrensede områder. Først fra ca. 1860 kan vi kartlegge klimavariasjoner for hele Jorda ut fra meteorologiske observasjoner. Dataene fra den første instrumentperioden begrenser seg stort sett til registreringer av trykk, temperatur, nedbør og visuelle observasjoner av skydekket. Senere har bruken av meteorologiske satellitter ført til instrumentelle registreringer av skydekket, strålingsbudsjettet, albedo, vertikal fordeling av temperatur og fuktighet, utstrekning av snø- og isdekke, temperaturen i havenes overflate, partikulære forurensninger og jordoverflatens beskaffenhet
   

• Historiske data før den instrumentelle perioden dekker tidsperioden fra et par århundrer til flere årtusener tilbake. Disse består av historiske iakttagelser og nedtegnelser, ofte den eneste tilgjengelige informasjon om klimaet i denne epoken. Dataene finnes i form av avlingsavkastning, tørke, noteringer om kalde vintre etc. i bøker, manuskripter, loggbøker og andre dokumentkilder. Opplysningene er meget verdifulle, selv om de ofte er vel fragmentariske
   

• Paleoklimatologiske data. Paleoklimatologien søker å utrede de klimatiske forhold i geologisk tid. For de eldste geologiske perioder er nedtegnelsene høyst usammenhengende og ofte intet verdt. Men for de siste millioner år - og spesielt de siste 100 000 år - er de paleoklimatologiske registreringer relativt kontinuerlige. De kan gi oss et kvantitativt estimat for en rekke betydningsfulle klimatiske parametre. Morenekonglomerater vitner om istider. Vindblåste sandavleiringer, saltavleiringer og fossile korallrev (eksisterer ikke om vanntemperaturen er lavere enn 20-21°C) indikerer om varme og tørre perioder. Kullavleiringer antyder varme og fuktige perioder med rik plantevekst
   

• Treringanalyse (dendrokronologi). Et tres tilvekst i tykkelse finner sted fra tidlig på våren til sent på høsten. Treet får en eiendommelig lagdeling i form av årringer. Hver av disse representerer treets tilvekst i tykkelse i løpet av ett år. Innerst er årringen bløt og lys, produktet av vårpartens vekst. Høstens tilvekst representeres av den ytterste delen. Denne er forholdsvis mørkfarget og avgrenses markert mot neste års lyse tilvekst. Ved å telle årringene kan vi direkte si hvor mange år treet er. Årringene gir også en indikasjon på om det har vært en varm, kjølig, fuktig eller tørr sommer. År med gode vekstforhold gir forholdsvis brede årringer - dårlige vekstforhold gir smale årringer. Ved denne teknikken kan en ganske detaljert rekonstruere klimaet i de siste ca. 9000 år
   

• Pollenanalyse. Undersøkelser av blomsterstøv og sporer i et materiale gir oss detaljerte opplysninger om de siste 20 000-30 000 år. Pollenkornene er overordentlig motstandsdyktige og bevarer sitt utseende etter at alt annet plantemateriale har gått i oppløsning. Pollenkorn som havner i gjørme eller myr, blir dekket av voksende torv. Det som faller i tjern, synker til bunns og blir overdekket av senere avsetninger. Slik kan pollenkornene bli liggende det ene årtusen etter det andre uten å ødelegges. Pollenkornenes størrelse, form og struktur er så karakteristiske at vi i svært mange tilfeller kan bestemme dem like sikkert som om vi hadde hele planten foran oss. Polleninnholdet i et myrprofil eller bunnavsetninger fra et tjern, vil derfor gi et bilde av den vegetasjonen som til enhver tid har levd i omegnen. Den prosentvise sammensetningen av polleninnholdet i en prøve kalles pollenspektrum. Spektrene fra forskjellige nivåer over hverandre i avleiringen stilles sammen til pollendiagram. Dette gir et bilde av vegetasjonsendringen opp gjennom tidene. Fra vegetasjonsendringer kan man så dra slutninger om klimaendringer. I tillegg har studiet av plantefossiler gjort det mulig å følge planterikets utviklingshistorie på Jorda 500 millioner år tilbake, men bare i grove trekk
   

• Radioaktive metoder. Karbon-14 (C-14) produseres til enhver tid i den øvre atmosfære fra atomer av Nitrogen-14 (N-14) som kolliderer med nøytroner fra kosmisk stråling. C-14 desintegrerer med en halveringstid på 5800 år. C-14 emitterer et elektron og vi står igjen med N-14. I minst 50 000 år tilbake i tiden, før den første kjernefysiske bomben eksploderte, har C-14 blitt dannet i konstante mengder. De radioaktive C-14 er jevnt fordelt i luftens innhold av karbondioksid (CO₂), og det er et konstant forhold mellom antallet molekyler med C-14 og antallet med C-12 isotopen. Ved CO₂ assimilasjon opptar planter og trær C-14 sammen med vanlig C-12. Men når et tre dør, stanser opptaket av karbon (C), mens desintegrasjonen av C-14 fortsetter i trestokken. Etter 5800 år vil aktiviteten være sunket til halvparten. Ved aldersbestemmelse måler man mengden av C-14 i det døde materialet og beregner seg tilbake til den tida der aktiviteten fra C-14 var den samme som den vi finner i levende materiale av samme slag i dag. Dette vil med andre ord si at hvis vi vet hvor mye C-14 som opprinnelig var tilstede i det levende materialet, så kan vi beregne oss fram til hvor lang tid materialet har vært dødt med en nøyaktighet på ca. 5%. Metoden anvendes til aldersbestemmelse i opptil ca. 40 000 år. For dateringer millioner av år tilbake i tiden analyseres ofte datterprodukter av Uran-238 desintegrasjon (halveringstid 4.5·10⁹ år), eller radiologisk datering med Kalium-Argon (halveringstid 1.3·10⁹ år) eller andre langlivete isotoper anvendt på terrestrisk lava og aske.    
   

• Isotopanalyse. For en gitt temperatur i havet vil det oppstå likevekt mellom de to stabile oksygenisotopene O-18 og O-16 i kalsiumkarbonat CaCO₃ og vann H₂O. Ved paleoklimatiske studier benytter man seg av fossile skall av skalldyr som en gang har levet i havet. Spesielt mye benyttet er fossile skall av noen smådyr kalt foraminifera. Disse dyrene lever i de øvre lag i havet. Når de dør synker de ned på havbunnen og danner avleiringer. Det vil dannes kalsiumkarbonat i skallene med et gitt O-18/O-16 forhold, bestemt av det tilsvarende forholdet i havet. Ved å ta boreprøver fra havbunnen, kan O-18/O-16 forholdet måles, og dermed kan temeraturen i dyrenes levetid bestemmes. Forholdet O-18/O-16 i fossile sedimenter kan gi informasjon om isdannelse.
  Den lette oksygenisotopen O-16 vil fordampe lettere enn O-18. Det vil føre til at nedbøren og herav isen i isbreer og i polarområdene er rikere på O-16 relativt til sjøvann. Herav kan fluktuasjonene i ismengden bestemmes av variasjonene i oksygenisotop-forholdet i fossiler i dyphavssedimentene. Denne isotopteknikken har vist seg meget nyttig i bestemmelsen av de første betydelige mengder is i polarområdene. Målinger av O-18/O-16 i isen fra isbreer kan også brukes til å bestemme temperaturen. Det er også mulig å bruke O-18/O-16 forholdet i cellulose i treringer som et mål for temperaturen i tidligere tider.
   

• Analyse av årlige sedimentlag. På gunstige steder vil det på bunnen av innsjøer ofte dannes meget tydelige årlige sedimentavleiringer. Likeledes vil boreprøver fra en del isbreer og visse sedimenter med stor bunnavstening vise en tydelig årlig lagdeling. Disse data, sammen med treringsanalyse og historiske nedtegnelser, er ofte den eneste informasjon man kan få om den høyfrekvente delen av klimasvingningene
   

•  Stratigrafisk korrelasjon med tidfestede epoker. Stratigrafi er den del av geologien som studerer de sedimentære avleiringene og rekkefølgen av lagene i forskjellige tidsepoker. Den absolutte kronologiske bestemmelsen av ulike klimaperioder suppleres ofte med en indirekte metode. Da studerer man de sedimentære lagrekker i en udatert tidsepoke og sammenligner disse med sedimentære bergarter i daterte perioder. Til kronologisk bestemmelse av paleoklimaet anvendes:
  1. Bio-stratigrafi benytter seg av forekomsten av utvalgte biologiske arter som basis for korrelasjonen.
  2. Isotop-stratigrafi. Her undersøkes O-18/O-16 forholdet i de sedimentære lagrekkene.
  3. Paleomagnetisk-stratigrafi anvender bergartenes magnetiske egenskaper. Når en bergart dannes får den en permanent remanent magnetisme (magnetisme som blir igjen i et ferromagnetisk materiale etter at magnetfeltet er fjernet) som er svak, men stabil. Bergarten magnetiseres under påvirkning av det herskende jordmagnetiske feltet og får en retning parallelt med dette. Når man måler den remanente magnetismens retning og styrke, får man et bilde av hvordan det jordmagnetiske feltet så ut på den tiden bergarten ble dannet. Alle bergarter av samme alder har samme polaritet. Målinger av  paleomagnetismen avslørte tre viktige resultater:
  a) Det jordmagnetiske feltet har skiftet polaritet. Slike polreverseringer har foregått gjentatte ganger i Jordas historie.
  b) De magnetiske polene beveger seg i forhold til kontinentene.
  c) Polenes bevegelse (polvandring) er ulike på hvert kontinent. Det betyr at kontinentene beveger seg i forhold til hverandre (kontinentaldrift).
  Anvendelsen av den paleomagnetiske korrelasjonsteknikken har revolusjonert vår viten om vår klimatiske forhistorie.

Klimaet i fortiden

Ved hjelp av de forannevnte klimaindikatorer har vi klart å rekonstruere et bilde av klimaet i fortiden. Dette bildet er beheftet med til dels betydelige usikkerhetsmomenter jo lenger tilbake i tiden vi går. Men kunnskapen forbedres jo nærmere vår egen tid vi kommer. Den stadig forbedrete observasjons- og analyseteknikk setter oss etter hvert bedre i stand til mer entydig å kunne beskrive klimaet i løpet av de ulike tidsepoker.

800 millioner - 100 millioner år siden

Alle nåværende kontinenter antas en gang å ha vært samlet i et stort superkontinent, Pangaea, med en nordlig del Laurasien og en sydlig del Gondwana, som figuren under viser.

Likheter mellom fossile faunaer, floraer og studiet av paleomagnetisme på forskjellige kontinenter tyder på at landområdene har hatt forbindelse med hverandre for minst 600 millioner år siden og fram til delingen begynte for ca. 150 millioner år siden.

Etter paleoklimatiske nedtegnelser å dømme har Jorda gjennomgått minst tre isaldrer med ca. 300 millioner års mellomrom. Figuren under viser en oversikt over klimautviklingen i løpet av de siste 800 millioner år.

National Academy of Sciences 1975

En isalder kan karakteriseres ved gjentatte svingninger mellom relativt varme mellomistider og kalde istider. Den eldste isalder (sen prekambriske) hadde vi i perioden 800-600 millioner år siden. Den andre isalder fant sted på den tiden kontinentene var samlet i superkontinentet Pangaea for ca. 300 millioner år siden. Jorda har vært uten is på polkalottene i 90% av de siste 500-600 millioner år.

Geologiske og paleografiske observasjoner tyder på at nedisingen av Gondwanakontinentene - som nå er Syd-Amerika, Afrika, India, Australia og Antarktis - ble fulgt av kaldt og vått temperert klima, deretter varmere temperert klima på slutten av paleozoikum (250 mill. år siden). Klimaet ble gradvis tørrere, og i begynnelsen av mesozoikum (230 mill. år siden) rådet det ørkenklima i Afrika og Syd-Amerika. Enorme vulkanutbrudd for ca. 180 millioner år siden innledet oppbrytingen av superkontinentet. Det nåværene Atlanterhavet åpnet seg gjennom en spredning ut fra den midtatlantiske  ryggen.

Figuren under gir en oversikt over den globale temperaturen på Jorda i løpet av de siste 500 millioner år (basert på de ovenfor nevnte klimaindikatorer) , beregnet som avviket fra middelverdien i perioden 1960 - 1990.

100 millioner - 1 million år siden

I løpet av de siste få hundre millioner år har milde klimatiske forhold vært dominerende, og mye varmere enn klimaet i dag på nordlige og midlere bredder.

For ca. 80 millioner år siden var det en meget gunstig klimatisk periode. De subpolare breddegrader hadde et klima som lignet på det moderne subtropiske klima. Arktis og Antarktis var dekket av skog. Temperatuen i det arktiske bassenget rundt Alaska og Sibir var 14°C. Vannutvekslingen mellom det arktiske bassenget og ekvatorielle havområder var mye mer intens enn tilfellet er i dag. Polområdene var uten is. Det fantes heller ingen ørkenstrøk . De mest tørre strøk (mindre enn våre ørkenstrøk) var dekket med tropisk savanne med oaser i elvedalene.

For ca. 55 millioner år siden begynte den største avkjølingstrenden i det globale klimaet. Den kulminerte ikke før for ca. 20 000 år siden. For 40 millioner år siden vokste det palmer på Spitsbergen og så langt nord som Cook Inlet i Alaska (62°N). Avkjølingstrenden fremgår av figuren under.

Maritime registreringer viser at temperaturen i dypvannet i subekvatorielle havstrøk sank fra 14°C til 10°C i løpet av 50 millioner år. Temperaturen i havvannet i Antarktis sank betydelig. En røff oversikt over dyphavstemperaturen fremgår av figuren under.

Perioden mellom 35 millioner og 25 millioner år siden var generelt ganske kjølig. I de følgende 10 millioner år tyder data fra lavere og midlere bredder på et varmere klima igjen. Isotopanalyse og data fra datidens fauna indikerer at dette varmere klima ikke nådde høyere sydlige bredder. Floraen i Vest-Europa for 20 millioner år siden lignet på den nåværende i de atlantiske stater i USA og Syd-Kina.

Et bredt datagrunnlag fra 10 millioner år siden indikerer ytterligere avkjøling, med en vesentlig vekst av isen i Antarktis og isbreer på den nordlige halvkule. Kontinentenes topografi og verdenshavenes bunn- og kystlinjer var for 5-10 millioner år siden sammenlignbart med nåværende forhold.

Temperaturtrenden i løpet av de siste 5.5 millioner år sees på figuren under.

Isvolumet i Antarktis var omtrent som nå. Dypvannstemperaturen ved ekvator var rundt 2.2°C. I dag er den i gjennomsnitt 1.75°C. Men overflatetemperaturen i havene var forholdsvis høy. I havområdet nær Island var overflatetemperaturen ca. 5°C høyere enn i dag. I det arktiske bassenget var det ikke is og temperaturen var som i Nord-Europas sjøer i dag. Temperaturforskjellen mellom ekvator og nordpolen var omtrent halvparten av dagens. Klimaet i Eurasia, inkludert Sovjet, var mer gunstig enn i dag. Det var mer mangfoldig vegetasjon, mindre ørkenstrøk og ikke så tørt. Områder med tørke i dag var mer fuktige.

Den biologiske produktiviteten var mye høyere enn i vår tid. Det samme var tilfellet på det Nord-Amerikanske kontinentet. I løpet av tertiærtiden avkjøltes polarområdene mest. På slutten av Pliocen (3-5 millioner år siden) var avkjølingen blitt så sterk at et ytterligere temperaturfall forårsaket islegging i det arktiske bassenget, og deretter islegging i de nordlige områdene av kontinentene.

En ny epoke var begynt i Jordas geologiske historie. Epoken ble kalt kvartær i tid og glasial av type.

1 million - 20 000 år siden  

Den siste isalder begynte for 1-2 millioner år siden. Denne er spesielt karakterisert ved alternerende glasiale og interglasiale perioder. På den nordlige halvkulen førte dette til voksende og minskende isbreer. I de siste en million år har det vært i alle fall ca 10 typiske istider, som fremår av figuren under.

Basert på data fra Lisiecki (2005)

På figuren under er temperaturkurven basert på iskjerneprøver i dyphavssedimenter fra Antarktis plottet inn sammen med δ(18-O) = O-18/O-16 forholdet i dyphavsedimentene. Samvariasjonen er slående. Oppvarmingen fra siste istid rundt 18000 år siden fremgår tydelig på figuren.

Neste figur viser samvariasjonen mellom CO₂ - konsentrasjonen og temperaturen i løpet av de siste 800.000 år.

Figur under viser fluktuasjoner i det globale isvolum i løpet av de siste en million år slik de gjenspeiler seg i isotopsammensetningen i fossilt plankton fra dyphavssedimenter.

National Academy of Sciences 1975                                                       

(3) er næværende interglasiale periode (Holocene), (4) er siste interglasiale periode (Eemian) og (5) er tidligere interglasiale perioder (Pleistocene).

Temperatursvingningene i denne tidsperioden er tilnærmet periodiske, med perioder på ca. 100 000 år, men overlagret og modifisert av svingninger med kortere perioder. I løpet av siste million år har det vært minst åtte istider, hver med en varighet på fra 70 000 til 120 000 år. De varmeste stadiene mellom to istider varte i om lag 10 000 år. Figuren under viser temperatursvingninger på den nordlige halvkulen i løpet av de siste 400 000 år.

National Academy of Sciences 1975

Punktene på figuren er inntegnet på grunnlag av registreringer av forholdet mellom oksygenisotopene
δ(18-O) = O-18/O-16 i dyphavsedimenter. Den heltrukne  kurven etter år 0 er basert på beregninger av hvordan innstrålingen fra Sola forandres som en følge av kjente endringer i Jordas bane  rundt Sola og endringer i jordaksens retning (Milankovitch-teorien).

Jeg har rekonstruert deler av figuren fra 1975 ved hjelp av data for Jordas baneparametre, innstrålingen fra Sola (foreløpig kun for juni/juli på 65°N) (fra Laskar (2004), og for O-18/O-16 forholdet i dyphavsedimenter (Lisiecki (2005).

Det er rimelig god samvariasjon mellom figuren over og de to neste figurene.

Innstrålingen fra Sola på være bredder gir i store trekk samme informasjon.

Jordbane-parametrene i samme periode fremgår av de tre neste figurene.

Som vi ser av figurene fra 1975 og δ(18-O) over, så beror spørsmålet om det blir varmere eller kaldere helt på hvilken tidsperiode vi betrakter. Istiden for ca. 130 000 år siden var den største (fremgår tydelig av de nevnte figurene). Det europeiske isdekket dekket London-Kiev og nådde nesten breddegrad 48°N. I Nord-Amerika dekket isbreene hele nordlige halvdel av kontinentet, så langt syd som 37°N (langs Missisippidalen).

I Skandinavia var isdekket 3.5 km tykt, på Novaya Semlja 4 km tykt og i Nord-Amerika 4 km tykt. I Europa dekket tundraen den engelske kanal, Paris, Luxenburg, Frankfurt og Leipzig.

Den varmeste delen av den følgende interglasiale periode på den nordlige halvkulen med et maksimum for 125 000 år siden varte i ca. 10 000 år. Denne perioden ble brått etterfulgt av en tid på flere tusen år med kaldt klima og økende isdannelse.

National Academy of Sciences 1975

Variasjoner i lufttemperaturen på Nordlige halvkule i løpet av de siste 150 000 år. Dataene er framkommet
         ved registreringer av havets overflatetemperatur på midlere bredder, pollen-analyse og forandringer i havnivået.

Fra 115 000 år siden og fram til den siste istiden, som kulminerte for 18 000 år siden, var det globale klimaet preget av markerte fluktuasjoner i temperaturen overlagret en generell minskende temperatur-trend, som figuren over viser.

I Vest-Europa var tiden fra 115 000 til 76 000 år siden en av de mest gunstige av de senere interglasiale perioder. I Skandinavia forsvant isbreene fullstendig. Klimaet i Nordvest-Europa var i all hovesak lik klimaet i Vest-Europa i dag.

De interglasiale periodene karakteriseres ved at isen forsvsant fra kontinentene - unntatt Antarktis og Grønland - og fra overflaten av det arktiske bassenget. De termiske betingelsene på Jorda var bedre enn i dag.

20 000 - 1000 år siden

I tiden mellom 22 000 og 14 000 år siden var 67% av arealet av kontinentale isbreer på Jorda konsentrert på den nordlige halvkule mot ca. 15 % i dag. Isen dekket Skandinavia, Finland, Østersjøen og Skagerak. På det nord-amerikanske fastlandet dekket isen hele den nordlige delen av kontinentet. Den sydlige delen av isen rakk nesten til New York, Cincinati og Pittsburg.

Maksimum nedising i kvartærtiden dekket ca 9% av Jordas overflate og med et totalt isvolum på
7.5·10⁷ km³. Det tilsvarer en ekvivalent havnivå forandring på 210 m. Det eksisterende isdekket i dag dekker omtrent 2-3 % av Jordas overflate og tilsvarer i ekvivalent havnivå forandring 70 m.
 

Volumet av den kontinentale isen økte med ca. 16·10⁶ km³ i løpet av siste istid og senket dermed havflaten med 45 m. Middeltykkelsen på isbreene var ca. 650 m med en tykkelse i periferien på
10-40 m. De sentrale isområder hadde en istemperatur på rundt -10°C, Grønlandsisen -28°C og isen i Antarktis -50°C til -60°C. På grunn av havsenkningen på 45 m førte det til en minimal strøm fra Stillehavet til det arktiske basseng.

For 15 000 år siden startet oppvarmingen relativt raskt, men med varierende varmeperioder. Isen i Skandinavia smeltet bort i løpet av 10 000 til 12 000 år og trakk seg tilbake med ca. 1 km per år mellom 10 000 og 9000 år siden. Figuren under viser forandringer i lufttemperaturen på midlere bredder på nordlige halvkule i løpet av de siste 25 000 år.                                          
 

 National Academy of Sciences 1975

Dataene er framkommet ved trering-analyse, fluktuasjoner i isbreenes utstrekning og forandringer i vegetasjonsdekket
           basert på pollen-analyse.

Isforholdene i Europa for 8500 år siden var omtrent som i dag. I Nord-Amerika skrumpet isen inn til nåværende utstrekning for ca. 7000 år siden. De fleste forskere mener at det arktiske bassenget var isfritt i den mest varme perioden.

Selv om mesteparten av det kontinentale isdekket var borte for ca. 7000 år siden, fortsatte havnivået å vokse og nådde maksimum trolig først for få tusen år siden. Hva årsaken til dette kan være er uklart, men det tjener i alle fall til å illustrere kompleksiteten i den globale sammenhengen mellom de forskjellige komponenter i det klimatiske systemet. Perioden med oppvarming kulminerte for 6000-4000 år siden. På denne tiden ble de første pyramidene bygget i Egypt.

De siste 5000 år er karakterisert av en generell minskende temperatur og en trend mot en mer utstrakt isdannelse i fjellstrøk i alle deler av verden, men med markerte kalde intervaller sentrert omkring 5300, 2800 og 350 år siden. Isdekket i det arktiske bassenget begynte å vise seg igjen for ca. 3000 år siden.

Figuren over viser at det er et kraftig fall i temperaturen for ca. 12.000 år siden i den ellers økende temperaturtrenden siden siste istid. Perioden fra 12.900 til 11.700 kalles for "Younger Dryas". Fallet i temperaturen på fra 2-6°C over mesteparten av den Nordlige Halvkulen skjedde i løpet av kort tid, noen tiårsperioder. Denne avkjølingen har vært satt i forbindelse med en svekkelse av den termohaline sirkulasjonen (se forøvrig siste avsnitt i Vær og klima)
 

forårsaket av at store mengder kaldt smeltevann fant veien ut i Atlanteren. Men her strides de lærde. Interesserte kan fordype seg i "Younger Dryas" - problematikken på https://shadow.eas.gatech.edu/~kcobb/abrupt/alley07.pdf

1000 år - 100 år siden

Hovedtrekkene i det europeiske klimaet i løpet av de siste 1000 år er ganske godt kjent. De bygger på historiske nedtegnelser, variasjoner i isdekket, oksygenisotop-variasjoner, trevekst og temperaturregistreringer.

National Academy of Sciences 1975

Registreringer av kalde og varme vintre i Vest Europa ved hjelp av historiske notiser 1000 år tilbake i tiden.

Her er en mer detaljert figur basert på flere typer av registreringer.
 

For 1200 til 900 år siden ble det ikke observert sjøis i området rundt Island og Grønland. I Alpene minket isen betraktelig mellom det 8. og 13. århundret ifølge italienske vitenskapsmenn. Perioden var meget gunstig for jordbruk.

Perioden fra 1430-1850 kalles vanligvis for den lille isalder. Den hadde  to markante kuldemaksimum i det 15. og 17. århundre (se figuren over). Fjellbreene ble større i Skandinavia, Alpene, Island og Alaska. Enorme ismasser blokkerte Grønland. I løpet av den lille isalder ble det norrøne samfunnet på Grønland utslettet, likeledes samfunnet i Vesterbygd i Godthaapsfjorden og i Østerbygd. I Lofoten måtte man gi opp 95% av jordbruksgårdene etter de kalde vintrene på 1430-tallet. Sjøisen i Nord-Atlanteren hadde stor utbredelse. Fra 1806 til 1812 var det vanskelig for skip å ta seg fram nord for 75°N. Radiokarbon-studier av plantefossiler tatt fra lag 47 m under isen viser at isbreene la på seg voldsomt for mindre enn 200 år siden. Middeltemperaturen på denne tiden var bare 1.5°C lavere enn temperatur-maksimum på 1940-tallet.

100 år - vår tid

Siden midten av forrige århundret har vi tallrike meteorologiske observasjoner som indikerer at en ny varm periode begynte for ca. 100 år siden. Frekvensen av vestlige vinder nord for 50°N har økt på bekostning av vinder fra nord og ført til mildere vintre i Europa. I den atlantiske sektor har det subtropiske høytrykksbeltet forskjøvet seg noe nordover og frekvensen av blokkerende antisykloner (høytrykk) har minsket.

Figurene under viser temperaturforløpet på bakkenivå i perioden 1850-2019, globalt, på den sydlige- og nordlige halvkule.

Globalt

                                                                                                                                        Data fra University of  East Anglia, Climate Research Unit

Nordlige halvkule

Sydlige halvkule

Ved Framferden (1893-1896) var utstrekningen på isen større enn i dag. Fram ble sittende fast i drivis på 3.6 m tykkelse. Massen av den flytende isen i det arktiske bassenget minsket med ca. 50% i løpet av 40 år. I år 1900 kunne kull fra Spitsbergen skipes i en periode på 3 måneder. I 1940 var perioden 7 måneder. Isarealet i de sveitsiske alper skrumpet inn med 25% i løpet av 50 år (1890-1940).  Det samme var tilfellet med isbreer på Island, i Sverige, Norge og på Kilimanjaro. På Grønland trakk isen seg så mye tilbake at den avdekket jord fra det 12. århundreds norrøne kolonier. På Island trakk isen seg tilbake fra land kultivert for 600 år siden.

Figurene under viser isutbredelsen i Arktis og Antarktis og anomaliene i perioden 1979-2019.

Arktis

Antarktis

De neste fire figurene viser det globale temperaturforløpet i havet og hav-land i perioden 1880 til 2018.

Havtemperatur (1880-2018)

                                              Datagrunnlaget er hentet fra NOOA (National Oceanic and Atmospheric Administreation, USA)

Hav-og Landtemperatur (1880-2018)

De to neste figurene viser endringen i globalt havnivå.

Endring i absolutt globalt havnivå (1880-2015)

 Datagrunnlaget er hentet fra EPA (United States Environmental Protection Agency)

Klimasykluser

Ved å anta at klimatiske forandringer er noe mer enn tilfeldige fluktuasjoner, har paleoklimatologene lenge forsøkt å finne regulariteter i nedtegnelsen av klimatiske parametre i løpet av Jordas historie.

Selv om registreringene og statistiske bevis ofte er mangelfulle, har en funnet det gunstig å beskrive klimaforandringer ved hjelp av kvasiperiodiske svingninger (som nevt tidligere) med en spesifisert bølgelengde eller periode. Enhver slik periode karakteriserer en gradvis overgang fra et relativt isfritt klima til et kort glasialt maksimum, fulgt av en forholdsvis brå overgang til igjen isfrie forhold. Denne måten å beskrive klimafluktuasjonene på indikerer på intet vis noen streng periodisitet i klimaet. Man finner aldri to sykluser som er identisk like.

Bevis på de store istider taler for en periodisitet på ca. 300 millioner år. På slutten av tertiær er det antydninger til sykluser på ca. 40 000 år. Fra og med kvartærtiden domineres temperaturforandringene av perioder på ca. 100 000 år, men overlagret og modifisert av en del svingninger med høyere frekvens.

Analyser som er gjort av værdata, isen på Grønland og analyser av årringer tyder på klima-fluktuasjoner med periodelengder på 13 000 år, 2500 år, 940 år, 400 år, 180 år, 120 år, 80 år og 2-3 år.

Klimasvingningene innenfor det globale indre klimatiske systemet kan karakteriseres ved relativt raske fluktuasjoner. Forandringer i det ytre systemet karakterisert ved blant annet fordelingen av innkommen solstråling, varmefluks fra Jordas indre, landenes og havenes topografi vil føre til langsomme klimasvingninger.

Årsaker til globale klimavariasjoner

Forandringer i Jordas geografi på grunn av kontinentaldrift, havbunnspredning, polvandringer og erosjon har åpenbart hatt betydning for klimaet i løpet av geologisk tid. Den viktigste virkningen av fjellkjedefoldinger på grunn av kontinentaldrift skyldes forandringer i den globale vindsirkulasjonen og økt turbulens i atmosfæren. Dette fører igjen til en mer ujevn havoverflate og større fordampning. Det vil dannes skyer, albedoen øker og temperaturen senkes. En heving av kontinentenes middelhøyde (300 m i karbontiden mot rundt 600 m i nyere tid) gir mindre vanndamp i den overliggende atmosfære, og det langbølgete strålingstapet fra Jorda øker. Vulkansk aktivitet er gjerne forbundet med fjellkjedefoldinger. Store mengder vulkansk støv slynges opp i atmosfæren og vil kunne forandre Jordas strålingsbalanse.

Om disse forandringene alene har bidratt til de store istidene som synes å gjenta seg med en periode på 300 millioner år er fortsatt høyst uviss.  Noen amaerikanske forskere mener å kunne fastslå at den siste isalder ble innledet med en uvanlig vulkanaktivitet over hele Jorda for ca. 2.5 millioner år siden. En annen forklaring på de langperiodiske klimasvingningene er at solsystemet vårt passerer gjennom store skyer av støv i verdensrommet. Ved en slik passasje trekker solen til seg mye støv, og energistrømmen fra Sola endrer seg. En teori går ut på at Sola passerte Orionstøvarmen for ca. 10 000 år siden. Denne begivenheten samsvarer godt med siste istidsepoke, som begynte for ca. 2 millioner år siden og ble avsluttet for 18 000 år siden.

Årsakene til de viktigste klimavariasjoner i løpet av en tidsperiode på ca. 100 000 år er:

• Variasjoner i innstrålingen fra Sola på grunn av:
  - Jordbanens eksentrisitet med periode T~ 95 000 år.
  - Rotasjonsaksens helning med periode T~ 41 000 år.
  - Jordaksens presesjonsbevegelse med periode T~ 22 000 år.
  En astronomisk teori (Milankovitch-teorien) baserer seg på denne variasjonen i jordbanens geometri
   

• Variasjoner i utstrålingen fra Sola som en følge av:
  - Solflekkaktivitet med periode T~ 11 år.
  - Magnetisk aktivitet med periode T~ 22 år
   

•  Den globale (planetariske) albedo (refleksjonsevne) forandres på grunn av endringer i:
  - Støvmengden (aerosolmengden) i atmosfæren.
  - Jordoverflatens refleksjonsevne.
  - Skymengde, skytyper, skyfordeling og optiske egenskaper
   

• Forandringer i atmosfærens sammensetning av gasser som påvirker energibalansen i jord/atmosfæresystemet (f.eks.  H₂O, CO₂, O₃, N₂O, CH₄, KFK (KlorFluorKarboner) )
   

• Vekselvirkningsprosesser (feedback-prosesser) mellom elementer i klimasystemet på Jorda        

Variansspektrum

Figuren viser et  såkalt variansspektrum over alle perioder av klimavariasjoner på en tidsskala fra milliarder av år og ned til en time. Det er en statistisk måte å vise hvilke tilnærmede periodiske svingninger som bidrar til at klimaet varierer. Variansen er et statistisk mål på avviket fra middelverdien av en tilfeldig variabel størrelse, f.eks temperatur.

Hvis vi ser bort fra de skraverte og spisse toppene på figuren, så viser det skraverte området at det finnes et bakgrunnsnivå av klimavariasjoner (såkalt klimatisk "støy") som øker noe med økende tidsperiode. Denne støyen er utløst av tilfeldige (stokastiske) prosesser som man ikke kan forutsi (vi kjenner ikke årsaken til variasjonene).

De spisse strektoppene og de skraverte toppene skyldes mer eller mindre periodiske svingninger i klimaet, og som dermed bidrar til at vi har et varierende klima. Strektoppene er astronomisk bestemt og med stor grad av periodisitet, som f.eks. de døgnlige og årlige variasjoner. Toppene ved 3-7 døgn skyldes værsystemene og vestenvindsbeltet, som tidligere beskrevet. Den svake økningen i variansen rundt 100-400 år skyldes variasjoner på en tidsskala som kan settes i forbindelse med varigheten av den lille isalder (1430-1850). Toppen nær 2500 år henger sannsynligvis sammen med den globale avkjølingen etter den varme perioden for ca. 5000-8000 år siden, og som igjen har sammenheng med vertikale sirkulasjoner i verdenshavene.

De astronomiske variasjonene i Jordas baneparametre framstår som tydelige topper på en tidsskalas fra 20 000 til 100 000 år. Varianstoppene nær 45 og 350 millioner år kan relateres til kontinentaldrift, fjellkjededannelse og mulige virkninger av gravitasjonskrefter (tyngdekrefter) i verdensrommet.

Milankovitch teorien

Den ytre drivkraften bak drastiske klimaforandringer som fører til istider, mener man skyldes små, naturlige forandringer (perturbasjoner) i Jordas bane rundt Sola. Perturbasjonene skyldes gravitasjonseffekter mellom Jorda og planetene i solsystemet. Variasjoner i Jordas elliptiske bane, rotasjonsaksens helning og presesjonsbevegelsen kan beregnes. Pioneren for slike astronomiske beregninger var den jugoslaviske astronom og matematiker Milutin Milankovitch (1879-1958). Hans beregninger er siden først og fremst blitt videreført og gjort mere nøyaktig av professor Berger, Institutt for astronomi og geofysikk ved det katolske universitetet i Louvain, Belgia. Figuren under viser en skisse av Jordas elliptiske bane rundt Sola.

E betegner eksentrisiteten, T helningen og P presesjonen (jordaksens rotasjonsbevegelse).

Baneparametrene fremgår av neste figur.

Beregninger i løpet av de siste 5 millioner år viser at:

• Eksentrisiteten (e) ligger i intervallet  0.0005 - 0.0607 (i dag 0.0167, for en sirkel er e = 0) og med en kvasiperiode på rundt 100 000 år. Denne variasjonen i e forandrer den årlige innstrålingen ved toppen av atmosfæren med fra 0.014% - 0.17% i forhold til dagens verdi på ca. 1365W/m². Ellers virker e inn på den relative intensiteten og varigheten av årstidene på de to halvkulene. For den mest elliptiske banen vil forskjellen mellom maksimum og minimum innstråling være på ca. 30%
  
  
   

• Helningsvinkelen (Ɛ) varierer i intervallet 22.03° - 24.5° (i dag 23.44°) og med en kvasiperiode på 41 000 år. Aksens skråhet virker hovedsakelig inn på årstidskontrastene. Når vinkelen avtar, blir forskjellen mellom sommer og vinter mindre og breddegradskontrasten øker. Ɛ-effekten er den samme på begge halvkulene. Mindre skråning gir kaldere somrer og mildere vintrer på begge halvkulene. Innstrålingen på høye breddegrader er hovedsakelig avhengig av Ɛ
  
  
   

• Jordaksens rotasjonsbevegelse (presesjonen) fører til at at vårjevndøgnspunktet forflytter seg rundt den elliptiske jordbanen med en kvasiperiode på 25 700 år i forhold til fast perihelium (korteste avstand mellom Sola og Jorda) og i forhold til fiksstjernehimmelen (astronomisk presesjon av jevndøgnspunktene). Men ellipsebanen roterer også rundt i verdensrommet. I forhold til perihelium som beveger seg, forflytter vårjevndøgnspunktet seg med en midlere kvasiperiode på 21 700 år (klimatisk presesjon). Det nordlige sommerhalvåret (21 mars-23 september) er nå fem dager lengre enn sommerhalvåret på sydlige halvkule (23 september-21 mars). For ca. 11 000 år siden var vi nærmest Sola rundt sommersolverv, mens vi i dag er lengst bort ifra Sola ved sommersolverv. Presesjonseffekten har motsatte virkninger på nordlige og sydlige halvkule. I dag har vi forholdsvis milde vintrer og kjølige somrer på nordlige halvkule og varme somrer og kalde vintrer på sydlige halvkule. Det var motsatt for ca. 11 000 år siden. Da var innstrålingen om sommeren på nordlige halvkule 3-4% større enn i dag, noe som førte til varmere somrer og kaldere vintrer i nord og kjøligere somrer og mildere vintrer i sør. Presesjonsamplituden vil modifiseres av eksentrisitets-syklusen. Med en mer sirkulær bane vil presesjonen av jevndøgnspunktene få mindre klimatisk betydning.
  
  
  

Figuren til venstre under viser baneparametrene i løpet av de siste 250 000 år og de forventede variasjonene 100 000 år fram i tid. Til høyre ser vi hvordan beliggenheten av punktene for sommer- og vintersolverv (21 juni og 21 desember) har forandret seg i de siste 11 000 år. Det synes i dag å være liten tvil om at Jordas klimatiske system og baneparametrene er koblet sammen i et  årsak virkningsforhold, selv om den presise koblingsrekkefølgen/mekanismen fortsatt er ukjent. Variansspektrumanalyser, som beskrevet over, av registrerte klimadata fra havbunnsedimenter bekrefter Milankovitch-teorien.

Jordas midlere avstanden til Sola fra perihelium (perihelion) er 147 098 074 km og tilsvarende avstand ved aphelium( aphelion) er 152 097 701 km. I 2017 var Jorda ved perihelium den 4. januar kl 14:18 og avstanden til Sola var da 147 100 993 km. Den 3. juli kl 20:11 i 2017 var Jorda ved aphelium og i avstanden 152 092 505 km fra Sola.

Faktorer som kan igangsette en ny istid og føre til avkjølende vekselvirkningsprosesser vil i følge Milankovitch-teorien være:

• Sommer på nordlige halvkule starter ved aphelium (lengste avstand mellom Sola og Jorda)

• Maksimum eksentrisitet e

• Liten helningsvinkel Ɛ

Er disse betingelsene oppfylte, vil somrene være kjølige nok til å hindre at snø og is smelter på høye nordlige breddegrader. Milde vintrer ved lave breddegrader (intertropiske konvergenssonen) vil føre til økt fordampning og mye nedbør i form av snø på midlere og høye breddegrader. Fuktigheten transporteres nordover av sterkere luftstrømmer på grunn av økt temperaturforskjell mellom ekvator og polområdene.

Neste figur viser banegeometrien og innstrålingsforholdene som betinger isvekst og isavsmelting.

Fordi vi kan forutsi jordparametrenes endringer, vil vi høyst sannsynlig hunne si at vi vil gå inn i en periode med begynnende global avkjøling og et første temperaturminimum om ca. 5000 år. Den neste kalde perioden vil komme om ca. 22 000 år, avbrutt av et par kortere perioder med høyere temperatur, før vi om ca. 60 000 år får globale klimatiske forhold som under siste istid for ca. 20 000 år siden, som ble vist tidligere på denne figuren.

Ice Ages
Some say the world will end in fire,
Some say in ice.
From what I've tasted of desire
I hold with those who favor fire.
But if it had to perish twice,
I think I know enough of hate
To say that for destruction ice
Is also great
And would suffice

Robert Frost (1874-1963)
 

Variasjoner i utstrålingen fra Sola

I løpet av de siste hundre år har en rekke forskere forsøkt å forklare endringer i klimaet som en følge av varierende utstråling fra Sola. Solflekker har vært observert siden man tok i bruk teleskopet rundt år 1610. Solflekkene opptrer i områder med intens magnetisk aktivitet. Antallet vokser og forsvinner med den velkjente solflekksyklusen på ca. 11 år. Solflekksyklusen er kun en del av et svært komplisert magnetisk variasjonsmønster (periode på ca. 22 år), der både utsendelsen av synlig lys, ultrafiolett stråling, røntgenstråling og ladde partikler varierer. I tiden 1645-1715 var solflekkaktiviteten uvanlig lav og i perioder helt borte (Maunder Minimum), som vist på furen under.

Det totale antall observasjoner i 70-års perioden var mindre enn antallet som normalt observeres i løpet av ett år år nær solflekkmaksimum, og ingen 11-års syklus  kunne observeres. I Japan, Korea og Kina inngår observasjoner av solflekker og lysende fenomener som en viktig del i alle legender helt tilbake til 28 år etter Kristi fødsel. Rundt år 1180 var det en 200-års periode med uvanlig stor aktivitet, men fra 1645-1715 foreligger det ingen  beretninger om solflekker.

Neste figur viser solflekkaktiviteten fra 1750 og fram til oktober 2016 (solflekksyklus nr 24).

Studiet av C-14/C-12 forholdet i treringer har klart vist forandringer i atmosfærens innhold av C-14 i løpet av de siste 7000 år. C-14 dannes jo, som tidligere nevnt, i Jordas atmosfære som en følge av kosmisk stråling. Fluksen av kosmisk stråling som når Jorda moduleres av den magnetiske aktiviteten på Sola, og på en slik måte at fluksen øker når Sola er inaktiv. En forlenget periode med lav magnetisk solaktivitet gir seg til kjenne ved et forhøyet innhold av C-14 i treringer. I tiden  fra 1640-1720 har man registrert en 20% økning av C-14 i forhold til treringenes gjennomsnittlige innhold. Likeledes avslører dataene en inaktiv solperiode fra 1460-1550 og en topp i aktiviteten fra 1100-1250.

Årene fra 1645-1715 med uvanlig lav solaktivitet faller i tid sammen med de kaldeste årene i den Lille Isalderen (1430-1850). Spørsmålet som melder seg er om forandringer i Solas magnetiske aktivitet kan settes i samband med klimatiske forandringer på Jorda?  Og er klimatiske forandringer en indikasjon på forandringer i Solas utstrålte energi?  Muligheten for å svare ja er selvfølgelig tilstede, men forløpig fins det ingen klare sammenhenger mellom forandringer i Solas energifluks og klimatiske forandringer.

Solas energifluks er definert ved solarkonstanten (som ikke er konstant men fluktuerer med ± 1.5% fra gjennomsnittsverdien). Solarkonstanten er definert som den totale mengde solstråling (alle bølgelengder) som faller på en enhetsflate (1m²) normalt på linjen Sol-Jord ved skyfrie forhold. Følgende figur viser en klar sammenheng mellom variasjoner i solar konstanten og solflekktallet.

Fra Y S Utomo, Journal of Physics: Conf. Series 817 (2017)

Beregninger viser en positiv korrelasjon (r = 0.95) mellom solarkonstanten og solflekktallet, men negativ korrelasjon (r = -0.62) mellom solarkonstanten og kosmisk stråling. Ved fullt positivt samsvar ville korrelasjons-koeffisienten r vært 1. Vi ser ellers at solarkonstanten har i gjennomsnitt vært konstant fra 1978 -2002, og at det er en tendens til nedadgående trend i solarkonstanten siden 2002. Denne endringen taler ikke direkte for at solstrålingen har vært en medvirkende årsak til den registrerte temperaturendringen globalt siden 1980-tallet, som figuren under viser.

I artikkelen "Impact of decadal cloud variations on the Earth’s energy budget"  i Nature Geoscience fra 31. oktober 2016 sies følgende:

"These results suggest that sea surface temperature pattern-induced low cloud anomalies could have contributed to the period of reduced warming between 1998 and 2013, and offer a physical explanation of why climate sensitivities estimated from recently observed trends are probably biased low"

Neste figur viser sammenhengen mellom solflekktallet og kosmisk stråling (90% protoner, 9% Heliumkjerner og 1% elektroner). Korrelasjonen mellom solflekktallet og kosmisk stråling er
negativ (r =-0.69).

De to neste figurene viser den årlige innstrålingen fra sola i perioden fra en million år tilbake og til en million år i framtiden, og mer detaljert i perioden 150 000 år tilbake og fram i tiden.

De neste fire figurene viser innstrålingen fra sola på 60°N i perioden fra en million år tilbake og til en million år i framtiden.

Vekselvirknings-prosesser (feedback-prosesser)

I det kompliserte systemet som bestemmer klimaet på Jorda, fins det et utall av enkeltprosesser som gjensidig påvirker hverandre. Disse vekselvirknings- eller feedbackprosesser skjer på en slik måte at en forandring (perturbasjon) i en klimavariabel (parameter) forandrer en annen variabel eller en kjede av variabler, som så enten forsterker (positiv feedback) eller svekker (negativ feeedback) forandringen i den første parameteren. Figuren under illustrerer en del av de viktigste feedbackprosesser.

Ingen av dagens klimamodeller tar hensyn til alle disse prosessene i tilstrekkelig detaljert grad. Tre av de mest viktige feedbackprosesser er temperatur-vanndamp feedback, snø-is albedo feedback og sky feedback (inkluderer forandringer i skyhøyde, mengde, type og optiske egenskaper). Nettovirkningen av skyer er uviss. Dersom mengden av høye skyer øker vil det kunne føre til høyere temperatur på jordoverflaten (pga. redusert lanbølget utstråling). Men øker mengden av lave skyer vil temperaturen kunne avta (økning i reflektert solstråling). De to neste tabellene viser åtte eksempler på feedbackmekanismer.

Jordoverflatens og atmosfærens evne til å reflektere solstråling er en svært viktig faktor i de fleste prosesser som bestemmer vær og klima. Dersom snø- og isarealene i polområdene endres, vil temperaturforskjellen mellom polområdene og ekvator forandres. Det er denne forskjellen som driver de storstilte luftstrømmene i atmosfæren, som igjen fører til strømninger i verdenshavene.

Vi har på langt nær den fulle forståelsen av de forskjellige former for gjensidige påvirknings-mekanismer. Det er kun en kvantitativ utforskning ved numeriske klimatiske modeller som vil gi oss denne forståelsen. Det er neppe mulig, eller kanskje meningsløst, å skjelne mellom årsak og virkning i et så komplekst system av ikke-lineære interaktive prosesser. Og det er umulig å forutsi resultant-effekten uten bruk av omfattende numeriske modeller.

Drivhuseffekt

Atmosfærens drivhuseffekt illustreres best ved å betrakte den globale energibalansen som består av Jorda med atmosfære. Følgende figur viser den globale energibalansen for de årlige gjennomsnittsverdier av energiflukstettheten (energifluks per flateenhet (W/m²)).

Fra Trenberth et al. (2009)

Ved toppen av atmosfæren mottar systemet solstråling (1365/4W/m² ~ 341W/m²). Omlag 30% av solstrålingen reflekteres totalt fra jordoverflaten og atmosfæren. 239W/m² langbølget stråling sendes ut i verdensrommet fra toppen av atmofæren, som akkurat balanserer det som systemet absorberer av solostråling (161+78W/m²). Disse tallene skriver seg direkte fra målte satellittdata. Den langbølgete utstrålingen fra atmosfæren mot jordoverflaten er 333W/m². Jordoverflaten sender ut 396W/m² langbølget stråling. Atmosfæren sørger altså for å redusere strålingstapet til verdensrommet.

Differensen (396 -239)W/m² = 157W/m² er dagens drivhuseffekt.  Ved hjelp av Stefan-Boltzmanns lov kan vi så beregne en effektiv strålingstemperatur for Jorda med atmosfære basert på en utstråling til verdensrommet på 239W/m². Det gir en temperatur på 255 K ~ -18°C i ca. 6 kilometers høyde i atmosfæren. Hvis Jorda ikke hadde hatt noen atmosfære, så ville temperaturen på jordoverflata vært
-18°C. Nå er middeltemperaturen på jordoverflata ca 14°C. Det betyr at atmosfærens naturlige drivhuseffekt øker middeltemperaturen på jordoverflata med ca. 32°C. Den totale nettostrålingen ved jordoverflaten utløser termiske prosesser ved land og hav og i luften like over. Disse prosessene transporterer latent varme (80W/m²) og turbulent følbar varme (17W/m²) til atmosfæren. Den turbulente og latente varmefluksen på tilsammen 97W/m² fører til at temperaturen avtar med høyden i den nedre delen av atmosfæren (troposfæren) med ca. 0.6°C/100m (vertikal temperaturgradient).

CO₂, H₂O (vanndamp) og skyer står for ca. 90-95% av drivhuseffekten. De resterende 5-10% skyldes absorbsjon i O₃ (ozon), CH₄ (metan), N₂O (lystgass) og klorfluorkarboner (KFK). Strålingstapet i atmosfæren er  (333-157-78)W/m² = 98W/m², men det er like stor strålings-oppvarming ved jordfoverflaten (333+161-396)W/m² = 98W/m² og dermed er hele Jord/atmosfære- systemet i energibalanse.

I stratosfæren er den vertikale temperaturgradienten bestemt av strålingslikevekt mellom kortbølget og langbølget stålingsoppvarming på grunn av absorbsjon i ozon (ozonlaget) og langbølget strålingsavkjøling på grunn av CO₂. Denne strålingslikevekten er årsaken til at temperaturen øker med høyden i stratosfæren (10-50 km). Endres denne strålingslikevekten ved for eksempel endringer i ozonlaget, vil den vertikale teperaturgradienten endres og føre til sirkulasjonesendringer i atmosfæren, med ukjente konsekvenser for klimaet. Dette er en av årsakene til at det er koblinger mellom ozon- og drivhusproblematikken og mulige klimaendringer.
 

Figuren under viser CO₂-konsentrasjonen 11000 år tilbake i tid basert på iskjerne-prøver.        

Neste figur viser CO₂-konsentrasjonen i perioden 1959-2019 målt på Mauna Loa observatoriet på Hawaii.

Se forøvrig httpss://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/index.html

Enkelte har stilt spørsmålstegn ved om målingene på Mauna Loa observatoriet er representativt for CO₂-konsentrasjonen i atmosfæren, fordi observatoriet ligger ca. 8 km nord for og ca. 800 m lavere enn et vulkansk krater på toppen av fjellet Mauna Loa. Ved utgassing fra en riftsone i krateret vil man ved sydlige vinder og om natten (nedadstrømmende luftstrømmer på grunn av avkjøling av luften) kunne registrere forhøyede konsentrasjoner av CO₂ i forhold til bakgrunns-konsentrasjonen. Likeledes kan man registrere for lave konsentrasjoner i forhold til bakgrunnsnivået når luftrn varmes opp på grunn av soloppvarming utover dagen og stiger til værs opp langs fjellsiden og forbi observatoriet. De lave konsentrasjonene skyldes opptak av CO₂ i områder med vegetasjon. Etter svært grundige meteorologiske og statistiske undersøkelser har man innført en prosedyre som korrigerer for de lokale bidragene, og som derfor ikke er et resultat av den globale økningen.

Figuren viser de ukorrigerte og automatiske registreringene i løpet av 1990. De spisse høye toppene og de lave bunnene skyldes de nevnte lokale forholdene. Maksimumskonsentrasjonen i april/mai og minimumskonsentrasjonen i august/september skyldes fotosyntese-syklusen. Det er ikke vanskelig å lese av figuren hva den representative bakgrunnskonsentrasjonen tilnærmet er i de ulike månedene.

I tillegg til CO₂ så er som nevnt CH₄ og N₂O viktige drivhusgasser. Figuren under viser blant annet økningen i disse gassene (i ppb (parts per billion)) i atmosfæren i perioden 1979-2016 og konsentrasjonsforløpet av to klorfluorkarboner (CFC) og to hydroklorfluorkarboner (HCFC) (i ppt(parts per trillion) i samme tidsrom.

Utflatingen av kurvene for CFC-12 og CFC-11 er et resultat av Montreal-protokollen av september 1987 der 35 land (ikke Kina og India) forpliktet seg til å redusere utslipp av blant annet klorfluorkarboner (KFK (CFC)) etter bl.a. følgende tidsplan:

• 1990: Fryse KFK på 1986 nivå

• 1994: Redusere utslippene med 20% i forhold til 1986-nivå

• 1999: Redusere utslippene med 50 % i forhold til 1986-nivå

Se forøvrig https://www.hpleym.no/Klima/Ozon/index.htm

Vi vet med sikkerhet at økte konsentrasjoner av drivhusgasser i atmosfæren øker fluksen av langbølget stråling fra atmosfæren mot jordoverflaten, og at netto langbølget strålingsfluks opp gjennom tropopausen (skillet mellom troposfæren og stratosfæren) avtar. Den eksisterende strålingsbalansen vil dermed endres. Denne ubalansen resulterer i at en større del av den langbølgete strålingen som tidligere slapp ut i verdensrommet blir absorbert i atmosfæren. Resultatet blir en økt drivhuseffekt med muligheter for global oppvarming.

For å kunne sammenligne de ulike drivhusgassenes bidrag til drivhuseffekten, har man innført begrepet relative globale oppvarmingspotensialer (GWP = GlobalWarmingPotential)). Da beregner man hvilken endring i netto langbølget strålingsfluks ved tropopausen en viss mengde utslipp (i kg) av en gass gir i forhold til samme mengde av CO₂ , og hvor stor oppvarmingen blir på grunn av den endrede strålingsfluksen inntil systemet Jord/atmosfære igjen er i strålingsbalanse. I beregningen tar man hensyn til hvor lenge de enkelte drivhusgassene er virksomme (avhengig av oppholdstiden eller levetiden) når de blir sluppet ut i atmosfæren. Neste figur viser GWP relativt til CO₂. Tidshorisonten i beregningene er vanligvis 100 år. Mengden av drivhusgasser  som slippes ut i atmosfæren vil avta etter hvert fordi det finnes prosesser som fjerner dem fra atmosfæren. Disse tapsprosessene kan hensiktsmessig uttrykkes ved hjelp av gassenes levetider i atmosfæren. Kjenner man gassenes utslipp tilstrekkelig nøyaktig, kan man ved hjelp av globale målinger i atmosfæren beregne seg fram til levetidene. Men levetidene kan også finnes teoretisk dersom man kjenner tapsprosessene og har tilgjengelig tilstrekkelig realistiske globale kjemi- og sirkulasjonsmodeller. Forenklet sagt kan levetiden defineres som den tiden det tar å redusere konsentrasjonen til 1/e (e = 2.718...) = 0.368 av opprinnelig konsentrasjon.

Levetidene for en del av drivhusgassene er omlag:

• CO₂ ligger i intervallet 50-200 år (i snitt 120 år). Her er det viktig at man er klar over forskjellen på levetid og den tiden som kalles "turnover time", som er omlag 3.5 år. Det betyr at det i gjennomsnitt tar 3 til 4 år før et CO₂-molekyl tas opp av planter eller løses opp i havet. Denne korte levetiden må ikke forveksles med den tiden det tar for at CO₂ -konsentrasjonen i atmosfæren skal tilpasse seg en ny likevektsverdi hvis kilder eller sluk i atmosfæren forandrer seg

• CH₄: 12 år

• N₂O: 120 år

• CFC-11:  45 år

• CFC-12:  100 år

• HCFC-22: 12 år 

• HFC-134a: 14 år

• O₃ i troposfæren: 0.01-0.05 år

• H₂O i stratosfæren: 1- 6 år

Tabellen under viser GWP for et knippe av drivhusgasser.

Dataene i siste kolonne er fra IPCCs Fifth Assessment report (AR5), november 2014

Vi ser at CH₄ er 28 ganger sterkere som drivhusgass i løpet av en 100-års periode enn CO₂. Tilsvarende tall for N₂O er 265. Gassene som er relatert til Montreal protokollen er i forbindelse med deres evne til å bryte ned ozon og ikke på grunn av at de også er drivhusgasser.

Se ellers: El Niño, Vær og klima, Ozon i atmosfaren, Klimamodeller, Karbondioksid-konsentrasjoner og temperatursvingninger på kloden

Lær deg Maple:
 https://www.hpleym.no/blikjent/blikjent.html
 https://www.hpleym.no/vgs/MatmVGS.html
 https://www.hpleym.no/MathWithMaple/index.html

Porsgrunn 21 januar 2020