Drivhuseffekt

Enkelt diagram som viser mekanismene for drivhuseffekten. Solstråling varmer opp jordoverflaten, noe som fører til at jordoverflaten sender ut varmestråling som atmosfæren delvis absorberer. Atmosfæren sender noe av denne strålingen tilbake til jorden. Selve drivhuseffekten er strålingen tilbake til jorden (atmosfærisk tilbakestråling) markert med den oransje pilen nedover.Illustrasjon: Finn Bjørklid

Drivhuseffekter oppvarming avatmosfærenog jordoverflaten som følge av at noen av atmosfærensgasserabsorbereren del av deninfrarødevarmestrålingenfra jordoverflaten.Temperaturenpå planetens overflate og i atmosfæren blir dermed høyere enn den ville vært uten denne effekten. En forutsetning for drivhuseffekt er at atmosfæren inneholder såkalteklimagasser(drivhusgasser). Drivhuseffekt er en naturlig prosess som kan oppstå på alleplanetersom har atmosfære.

Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet påjordenslik vi kjenner det. Uten drivhuseffekten ville temperaturen på jorden i gjennomsnitt vært−18 °C,mens middeltemperaturen i virkeligheten er15 °C.De viktigste klimagassene i jordens atmosfære ervanndamp(H₂O),karbondioksid(CO₂),metan(CH₄),lystgass(N₂O) ogozon(O₃). Vanndamp står for rundt 50 % av drivhuseffekten. Betegnelsen drivhuseffekt er et bilde på at atmosfæren, i likhet med etdrivhus,holder varmeenergien fra solstrålene innfanget.

På grunn av økning av klimagasser, spesielt CO₂fra energiproduksjon basert påfossileenergikilder,har den naturlige drivhuseffekten blitt forsterket sidenden industrielle revolusjon.Dette er årsaken tilglobal oppvarming,som var på0,85 °Ci perioden 1880–2012. Selv om CO₂ikke er en spesielt kraftig klimagass, er den etklimapådrivsom sammen medtilbakekoblingsmekanismerog dynamikken i klimasystemet kan øke oppvarmingen betydelig mer enn gassens bidrag alene skulle tilsi. Den viktigste positive tilbakekoblingen er at høyeretemperaturfører til økt innhold av vanndamp i atmosfæren. Dette fører igjen til videre oppvarming på grunn av kraftigereatmosfærisk tilbakestrålingmot jordoverflaten, altså en forsterkning av det opprinnelige klimapådrivet.

Historie

Svante Arrheniusbeskrev hvordan økt innhold av CO₂i atmosfæren ville påvirke jordens temperatur i artikkelen «Über den Einfluss des atmosfärischen Kohlensäuregehalts auf die Temperatur der Erdoberfläche». Dette var i 1896.

Den franske vitenskapsmannenJoseph Fourier(1768–1830) forsto i 1824 at det eratmosfærensom gjør at jordens klima er gunstig for liv. Han mente at temperaturen ville være mye lavere om det ikke fantes en atmosfære. For å forklare dette brukte han en analogi med en boks med glass over. Luften i en slik boks vil varmes opp dersomsolenlyser gjennom glasset. Dette var den første teorien om en atmosfære som omhyller jorden og holder varme inne i systemet.Teorien ble videre utvidet av den franske fysikerenClaude Pouillet(1791–1868), og i 1856 underbygget ved en serie eksperimenter utført av den amerikanske vitenskapskvinnenEunice Newton Foote(1818–1888)).

De første teoriene om drivhuseffekten

Etter Foote gjorde den britiske vitenskapsmannenJohn Tyndall(1820–1893) flere eksperimenter for å kartlegge strålingsegenskapene tilgassenei atmosfæren. Han fant i 1859 ut at synligsollysgår så å si rett gjennom atmosfæren. Sollyset fører til oppvarming av jordoverflaten, noe som igjen leder til utstråling av usynliglangbølget stråling.Tyndall fant ut at de fleste av gassene i luften slipper også denne strålingen rett gjennom, men at mengdenkarbondioksid(CO₂) påvirker hvor mye langbølget stråling som absorberes, og at dette er merkbart selv for små konsentrasjoner. Han fant ut at denne absorberte strålingen fører til oppvarming av luften.

I 1896 tallfestet den svenske fysikerenSvante Arrhenius(1859–1927) drivhuseffektens betydning for oppvarming av jordoverflaten og atmosfæren. Han oppdaget med sine beregninger at en viktig positivtilbakekoblingoppstår på grunn av økende konsentrasjon av vanndamp i atmosfæren. Dette oppstår som en respons på høyere temperatur, med det resultat at den opprinnelige forstyrrelsen av klimasystemet forsterkes av indre prosesser. Slik forklarte han at endringen mellomistiderog varme perioder oppstod som respons på endringer iatmosfærensinnhold av CO₂.Den amerikanske geologenThomas Chamberlin(1843–1928) studerte dette på samme tid, og presenterte blant annet en teori om at jordens karbonlagre, i hav og i mineraler, opptar og frigjør CO₂i sykluser som kunne forklare istidene. Arrhenius beregnet også, basert på sine studier, at fremtidig klimaendringer ville oppstå som følge av menneskeskapte utslipp. Han anslo at en dobling av atmosfærens CO₂-innhold ville gi en temperaturøkning på5–6 °C.

I 1930-årene viste målinger at temperaturen i Nord-Amerika og nordlige deler av Atlanterhavet hadde økt siden siste halvdel av 1800-tallet. Det ble antatt at dette var et resultat av en naturlig syklus og at virkningen var regional. Disse målingene ble spesielt studert av den britiske ingeniøren og amatørvitenskapsmannenGuy Stewart Callendar(1897–1964). Han fikk publisert et arbeid om disse temperaturendringene, hvor han hevdet at en oppvarming av jorden kunne forventes som en konsekvens av forbrenning av fossile energikilder. På denne tiden anså både Callendar og andre forskere dette som en fordel.

Den amerikanske geofysikerenEdward Olson Hulburt(1890–1982) gjorde nye beregninger av drivhuseffekten med oppdaterte data i 1931. I sine regnemodeller tok han med vertikale luftstrømmer (konveksjon) i tillegg til varmestråling. Han kom frem til at dobling av CO₂ville gi en temperaturøkning på 4 °C. Dette var konsistent med resultatene til Arrhenius.

Forskningen som Callendar og andre hadde utført, fikk nye forskere i 1950-årene til å ta saken mer alvorlig. Med bedre teknikker og mer omfattende regnemetoder kunne vitenskapen gå dypere inn i dette enn tidligere. Også militæret i USA fattet interesse for temaet, både for å få kunnskap som kunne være nyttig i fremtidig krigføring, og av hensyn til prestisje. Dermed fikk denne forskningen stor statlig finansiering. Studiene bekreftet at mer CO₂i atmosfæren ville kunne føre til oppvarming.

Omfattende klimaforskning begynner

Utover i 1960- og 1970-årene fikk interessen for miljøspørsmål og forurensning stadig større interesse både blant folk flest og innenfor vitenskapen.

Foto: National Park Service

I 1960-årene fikk en også indikasjon på at innholdet av CO₂i atmosfæren virkelig økte. Den amerikanske geokjemikerenCharles David Keeling(1928–2005) hadde på denne tiden startet målinger av CO₂påMauna Loa-observatorietpåHawaii.Målingene viste atnivået øktejevnt hvert eneste år. Andre vitenskapsfolk fant metoder for å beregne temperaturendringer på jorden i tidligere tider. Ved hjelp avmatematisk modelleringog reguleringsteknikk så de på tilbakekoblingsmekanismer og klimasystemets dynamikk. De fant ut at det eksisterte mekanismer som kunne forsterke selv små endringer, slik at resultatet ble store endringer i klimasystemet totalt.

Utover i 1970-årene begynte vitenskapsfolk også å se på mulige virkninger av klimaendringer. På denne tiden ble folk flest også mer interessert i naturvern, og nå begynte en å forstå at klimaendringer neppe bare ville gi fordeler. Forskerne mente at selv noen få graders oppvarming kunne være skadelig for landbruk og muligens også føre til havnivåstigning.

Et annet fenomen som ble undersøkt av noen få vitenskapsfolk i 1970-årene, var luftforurensning i form avstøvogsmog.Slik forurensning kunne blokkere for sollys og gi nedkjøling av jorden (global dimming). Dette kunne være forklaringen på en trend med synkende temperatur siden 1940-årene. Disse motstridende teoriene ble forvirrende for massemedia. Skulle de tro på forskere som mente at verden ville bli varmere og havnivået stige, eller skulle de tro på at verden kanskje ville gå mot en ny istid, kjent somglobal nedkjøling?Det forskerne kunne enes om, var at vitenskapen hadde for liten kunnskap om klimasystemet, men at noen konsekvenser kunne forventes av den omfattende forurensningen av atmosfæren. Forskerne anbefalte større bevilgninger for å få økt kunnskap om sammenhenger mellom luftforurensning og klima.

Økende uro for en kommende klimaendring fikk det amerikanskeNational Academy of Sciencestil å nedsette en vitenskapskomité i 1979, for å finne ut hva som kunne forventes. Komiteen kom frem til at en dobling av atmosfærens CO₂-nivå i forhold til innholdet før industrialiseringen, sannsynligvis ville gi en oppvarming på rundt3 ºC.Estimatet ble oppgitt med et usikkerhetsintervall på±1,5 ºC.Komiteens arbeid ble kjent som Charney-rapporten.

Global oppvarming blir et politisk tema

I slutten av 1970-årene var det klart at global gjennomsnittstemperatur på ny viste en tydelig økende tendens. Noen klimaforskere estimerte at rundt år 2000 villeden globale oppvarmingenbli merkbar i form av uvanlig høye temperaturer.Den amerikansk klimaforskerenJames Hansen(1941–) skapte stor interesse for fagfeltet i 1988 da han presenterte sine resultater forKongressen.Han advarte mot at menneskeskapteklimaendringervar underveis og utgjorde en trussel for fremtidige generasjoner.

Da franske og russiske forskere i 1985 kom med resultater basert påproxy-datafraAntarktis,vakte det stor internasjonal interesse. De hadde tatt utiskjerneprøversom kunne fortelle noe om klimaet og CO₂-nivået flere100 000år tilbake i tid. Dataene viste at CO₂-nivået og temperaturen hadde sammenheng via tilbakekoblinger: En endring av den ene størrelsen, førte til endring av den andre, noe som igjen virket tilbake på den første og så videre. Dette ble underbygd av datasimuleringer, som viste at en dobling av CO₂ville gi en temperaturøking på rundt 3 °C.

Naturlig drivhuseffekt

Drivhuseffekten er en naturlig prosess i enhver atmosfære som inneholderklimagasser. Isolsystemeter drivhuseffekten sterkest på planetenVenus.Bakketemperaturen på474 °Cskyldes at atmosfæren til Venus nesten bare består av CO₂.Uten klimagasser ville overflatetemperaturen vært54 °C.PlanetenMarshar også drivhuseffekt, men i svært liten grad. Et tynt lag med CO₂gir kun en økning fra−63 °Ctil−53 °C.SaturnsmåneTitanhar også drivhuseffekt.Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet på jorden slik vi kjenner det.

Komponentene i klimasystemet

Sollys og stråling

Solens overflate fotografert i et øyeblikk med storsolaktivitet.Det er spesielt når solen har sine aktive perioder at energiutsendelsen er på sitt mest intense.

Foto: NASA Goddard Space Flight Center

Solen sender utenergii form avelektromagnetisk strålingsom spres ut i verdensrommet. Det er flere måter å måle denne strålingen på, en kan for eksempel uttrykke den ved hjelp avirradiansellerbølgelengde.Irradians forteller om strålingenseffektper flateenhet, og måles iW/m².Bølgelengde har å gjøre med strålingens bølgeegenskaper, og måles iμm(mikrometer). Strålingen fra solen er av forskjellige typer. Disse har ulike bølgelengder og dermed ulik energiintensitet, slik at kort bølgelengde innebærer sterk energiutstråling, mens lengre bølgelengder gir svakere stråling. Den sterkeste strålingen fra solen har bølgelengde rundt0,5 μm.

Alle legemer sender ut elektromagnetisk stråling, eller som en også sier: Deemittererenergi eller stråling i et spekter av ulike bølgelengder. Temperaturen til legemet er det som først og fremst bestemmer bølgelengden til strålingen, slik at høy temperatur betyr mer energiutsendelse og altså kortere bølgelengder. Et objekt som har en temperatur på500 °Celler høyere, sender ut stråling i form avsynlig lys.Legemer med lavere temperatur sender ut stråling som ikke kan sees av det menneskelige øyet, men som kan føles somvarmestråling.

Strålingen fra et legeme (objekt) beskrives avStefan-Boltzmanns lov:

$E=\sigma T^{4}$

derσerStefan-Boltzmanns konstantogTer legemets temperatur målt iKelvin(K).Eer maksimal strålingsenergi per sekund per m²av legemets overflate, og måles i W/m².Stefan-Boltzmanns lov gjelder for såkaltesorte legemer.Et ideelt sort legeme absorberer all innkommende stråling, innenfor alle bølgelengder, men trenger ikke å se sort ut for det menneskelige øyet.

Wiens forskyvningslovsier at den spektrale energitettheten tilsort strålingikke varierer med bølgelengden og temperaturen uavhengig av hverandre, men på en sammenkoblet måte. Ut fra denne sammenhengen finner en at solen, med en overflatetemperatur på6000 K,vil ha maksimal emisjon for stråling med bølgelengde0,5 μm.Tilsvarende beregning for jordoverflaten, med en temperatur på rundt300 K,gir en bølgelengde på10 μm.Strålingen fra solen betegnes dermed som kortbølget, mens jordoverflatens stråling kalles langbølget; infrarød stråling eller varmestråling.

Et objekt (gjenstand eller gass) som absorberer mye stråling, vil også emittere mye stråling. En helt sort overflate er derfor effektiv både til å absorbere stråling og til å emittere den. Derimot vil en reflekterende overflate absorbere og emittere lite stråling.Det meste av jordens overflate, også snø og is, ville sett «sort» ut om det menneskelige øye hadde kunne oppfattet langbølget stråling. Dette betyr at jordens overflate absorberer nesten all langbølget stråling og nesten ikke reflekterer noe tilbake.

Det er i tillegg slik at et objekt bare kan absorbere og emittere stråling med visse bølgelengder. Absorpsjon til og emittering fra objektet skjer med de samme bølgelengdene. Denne sammenhengen er kjent somKirchhoffs strålingslov.

Solens spektrum der tilhørende bølgelenge er vist, med måleenhet nanometer (nm=1∙10^-9m). De sorte strekene er de såkalteFraunhofer-linjene.

Solens stråling har bølgelengder som for en stor del ligger mellom 0,4 og0,7 μm.Bølgelengdene innenfor det synlige båndet (intervallet) oppfattes som ulike farger av det menneskelige øyet. Av solens totale emitterte stråling er rundt 44 % innenfor båndet av bølgelengder som kan sees, rundt 37 % er infrarød (varme) stråling, mens resten er ultrafiolett stråling. Hverken infrarød eller ultrafiolett stråling kan oppfattes av det menneskelige øyet.

På toppen av atmosfæren er effekten av det innkommende sollyset tilnærmet konstant på1368 W/m².Dette tallet er kjent somsolarkonstanten,og bare visse mindre variasjoner gjelder for dette.Den solare irradiansen, som er den gjennomsnittlige globale innstrålingen til jorden, er derimot på bare cirka340 W/m².Dette er så mye mindre enn solarkonstanten (1/4), ettersom jorden er kuleformet.

Jordens bevegelse og posisjon i forhold til solen, skaperårstidsvariasjonerfor solenergien som mottas. Dette skyldes at jordbanen rundt solen ikke er sirkelformet, menellipseformet.I tillegg ligger solen i et av ellipsens brennpunkt og ikke i senteret av denne banen. Andre forhold av betydning er denhellende jordaksen,som gir fire avgrensede årstider for de nordlige og sørlige regioner på jorden. Dette påvirker daglengden, som igjen avgjør hvor mye sollyset varmer jordoverflaten. Nærekvatorer lengden på dagen nær12 timerfor alle årets måneder, mens dagen ved polene varierer fra 0 til24 timer.Takket være atmosfæren og havet skjer det store energioverføringer i klimasystemet som jevner ut forskjellene. Uten dette ville temperaturen og klimaforskjellene vært mye større på jorden.

Atmosfæren

Utdypende artikkel:Jordens atmosfære

Skjematisk fremstilling av kjemiske prosesser og transport i atmosfæren. Prosessene knytter atmosfæren til andre komponenter i jordsystemet, som havene, jordoverflaten, samt livet på land og i havet.Illustrasjon: Phillipe Rekacewicz, Strategic Plan for the U.S. Climate Change Science Program

Jordens atmosfære består i volum av 78 % nitrogen (N₂), 21 % oksygen (O₂) og en rekke andre gasser, hvorav vanndamp (H₂O) (0,5–4 % ved jordoverflaten) er den viktigste klimagassen. Karbondioksid (CO₂) er også viktig. N₂og O₂bidrar ikke til drivhuseffekten (fordi disse gassene ikke absorberer langbølget stråling), selv om de utgjør en stor del av atmosfærens volum.Gassvolumene regnes relativt til totalvolumet av tørr luft.Dersom det ikke hadde eksistert noen klimagasser, ville gjennomsnittstemperaturen på jorden vært rundt−18 °C(255 K),altså en hel del lavere enn dagens rundt15 °C(288 K).

Atmosfæren består av en rekke lag, men for klimaet på jorden er det bare de to lagene nærmest jordoverflaten som spiller noen rolle for drivhuseffekten, nemligtroposfærenogstratosfæren.Tilsammen inneholder disse to lagene 99,9 % av atmosfærens samlede masse.Troposfærens tykkelse er18–20 kmved ekvator, og bare6–9 kmvedpolene.Blandingsforholdet mellom gassene er tilnærmet konstant fra jordoverflaten og høyt opp i atmosfæren, mentetthetenav dem avtar kraftig oppover. Årsaken er at tettheten for gassene er proporsjonal medtrykketog omvendt proporsjonal medabsolutt temperatur.

På vei gjennom atmosfæren vil detultrafiolettesollyset absorberes, spesielt avozoni stratosfæren. Stråling som treffer luftmolekyler eller faste partikler, spres i alle retninger, og noe av denne solstrålingen når jordoverflaten. Kortbølget solstråling som når bakken, kallesdirekte solstråling,mens den som kommer via himmelen og skyer kallesdiffus stråling.Summen av direkte og diffus stråling kallesglobalstråling.Om det er overskyet, vil all solstråling mot bakken komme som diffus stråling.

Skyer reflekterer mye av sollyset, tykke skyer60–90 %og tynne skyer30–50 %.Generelt er dette fenomenet kjent somalbedo,og uttrykkes i prosent for reflektert stråling. Atmosfæren har en gjennomsnittlig albedo på 31 %. Med andre ord blir gjennomsnittlig 31 % av all solstråling reflektert til verdensrommet allerede i atmosfæren.

Jordoverflaten

Bilder som viser årstidene, med endret vegetasjon og utbredelse av snø og is. Jordens albedo, det vil si evne til å reflektere sollys, endres i takt med årets gang.

Foto: NASA/Goddard Space Flight Center

Jordoverflaten vil både absorbere og emittere strålingsenergi. Når det er solskinn, absorberes mer energi enn det som sendes ut, og bakkens temperatur øker. Om natten reduseres bakkens temperatur, ettersom det bare foregår emisjon. Det er overflatetypen som avgjør hvor mye bakken emitterer eller absorberer regionalt, spesielt har farge mye å si. En sort flate absorberer mye solstråling, mens lyse flater i større grad reflekterer stråling.

Snø absorberer nesten all langbølget stråling og emitterer den i neste omgang som langbølget stråling, dermed kan snø betraktes som et sort legeme for denne typen stråling. På den annen side absorberer nysnø nesten ikke kortbølget stråling. Denne blir isteden reflektert.Nysnø har en albedo på75–95 %(betydelig lavere for gammel snø), vann og sjø rundt 10 %, gress10–30 %og skog3–10 %.I tillegg til at fargen på overflaten er vesentlig for albedo, har også solvinkelen stor betydning. Om solstrålene faller i rett vinkel inn på havoverflaten, vil nesten ikke noe lys reflekteres. Men om solvinkelen er 15 grader, eller mindre, vil albedoen bli over 50 %. Det samme fenomenet gjelder for landjorden.

Jordens albedo er størst i polarområdene, hvor skyer og snødekke er utbredt i rikt monn, samtidig som vinkelen for solinnstrålingen er stor (solen står lavt over horisonten det meste av året). Et annet område med høy albedo er de tropiske og subtropiske regionene. Her er det ofte tykke skyer, og noen områder har lys overflate, som Saharaørkenen. Havet har liten albedo, så om det ikke er isdekke eller skyer over havet, er dets albedo bare8–10 %.Lavest albedo fås fra havoverflaten i tropiske regioner der det er lite skyer. Gjennomsnittlig albedo for hele jordoverflaten og atmosfæren er som nevnt 31 %.

Gjennomsnittlig langbølget terrestrisk stråling ut fra jorden i perioden 1979–1995.

Langbølget stråling emittert fra jordoverflaten kallesterrestrisk stråling.Den merkes særlig i klare vinternetter, da det ofte blir ekstra kaldt fordi varmen fra jorden stråler rett ut i verdensrommet.Den terrestriske strålingen er sterkest over varme ørkener og over tropiske havområder med få skyer. Lavest terrestrisk stråling finner en i polare strøk og over tropene når det er høye skyer. Dette kommer av at langbølget stråling avhenger av temperaturen til overflaten som emitterer strålingen. I polare strøk har overflaten lav temperatur, og skydekket er ofte høyt. Høyest utgående langbølget stråling oppstår der en har varm jordoverflate med tørre luftlag over, samt lite skyer.

Nettostrålingen, altså differansen mellom innkommende solstråling og utgående langbølget stråling, er negativ ved polene og positiv i tropene. Den høyeste positive verdien er rundt120 W/m²og oppstår over subtropiske havområder om sommeren. Størst energitap (strålingsavkjøling) har jorden ved polene om vinteren når det erpolarnatt.Her vil den terrestriske strålingen ikke bli kompensert av noe innkommende sollys. Et spesielt unntak er Saharaørkenen, som har et netto energitap hele året.

Mot jordens nordlige og sørlige områder skjer det en betydelig energitransport fra ekvatorregionen via hav- og luftstrømmer. Størst er total energitransport rundt 30. breddegrad. Her er energitilførselen fra solen også størst, med rundt5PW(5⋅10¹⁵watt). Om jordens hav og atmosfære ikke hadde transportert store energimengder fra ekvatorregionen mot polene, ville tropene hatt mye høyere temperatur og polene hatt enda lavere. Varmetransporten gjør med andre ord klimaet på jorden mye jevnere enn det ellers ville vært.

Strålingsbalanse og drivhuseffekt

Atmosfærens respons på lang- og kortbølget stråling

Objekter (og gasser) absorberer og emitterer stråling innenfor visse intervaller av bølgelengder, det en kaller for bølgebånd. Et eksempel er et vindusglass, som har egenskapen at ultrafiolett og infrarød lys, altså lys med henholdsvis stor og liten bølgelengde, blir absorbert. Derimot går det synlige lyset rett gjennom. En sier at glass ertransparentfor synlig lys.

En klimagass som CO₂kjennetegnes ved at den absorberer den langbølgede infrarøde strålingen fra jordoverflaten godt. Derimot slipper den kortbølgede strålingen rett gjennom. Energien som tas opp ved absorpsjon i en gass, blir omgjort tilkinetisk energiimolekylene,også kaltindre energi.Dette kommer av molekylenes vibrasjons- og rotasjonstilstander, der opptak eller avgivelse skjer i diskrete overganger mellom energinivåer, og er årsaken til at absorpsjon og emisjon skjer ved visse bølgelengder. Dette beskrives matematisk ved hjelp avkvantemekanikk.Energien som tas opp ved absorpsjon, fordeles mellom gassene ved kollisjoner mellom molekylene, noe som gir økt temperatur.

Figuren viserabsorpsjonsbåndene(intervaller) i jordens atmosfære i midten, og effekten som dette har på både solstråling og oppadgående termisk stråling, øverste graf. Individuelle absorpsjonsspekter for vanlige klimagasser ogRayleigh-spredninger vist i nedre panel.Illustrasjon: Robert A. Rohde

I figuren vises i det øverste panelet atmosfærens absorpsjonsspekter for sollys (rød) til venstre. Figuren viser at mesteparten av solstrålingens energi er i den synlige delen av spekteret, i intervallet0,4–0,7 μm.Den delen av spektret som har lange bølgelengder, blir absorbert, noe som er vist til venstre i panelet i midten. Denne delen av sollysets energi forårsaker kjemiske prosesser i atmosfæren. Som panelet i midten også viser, blir en stor del av den synlige delen av sollyset sluppet ned til jordoverflaten.

Panelet i midten viser ogsåspredningenav sollyset. Først og fremst er det skyer, partikler og gassmolekylene som forårsaker lysspredning. De første to faktorene varierer mye både fra sted til sted og med tidspunkt, derimot er molekylenes spredning lite variabel. Størst er spredningen langt nede i atmosfæren.

Jorden emitterer langbølget stråling (blå), noe som er vist i det øverste panelets høyre del. Den terrestriske strålingen er mest intens for bølgelengder rundt10 μm.Spredning er ikke nevneverdig for denne strålingen, men en del gasser i atmosfæren absorberer langbølget stråling, se det midterste panelets høyre del. Gassene i atmosfæren har karakteristiske egenskaper for absorpsjon og emisjon av langbølget stråling i visse bølgebånd. Dette er vist detaljert i de mindre panelene i nedre del av figuren. Her kan en se at CO₂absorberer langbølget stråling spesielt mye for bølgelengder rundt15 μm.O₂og O₃absorberer derimot mest rundt bølgelengden10 μm.En annen komponent i atmosfæren som absorberer svært mye langbølget stråling, er vanndamp. Vanndampen absorberer stråling i betydelig bredere bånd enn de andre gassene, den har derfor størst betydning som klimagass,rundt 50 %.Også skyer absorberer langbølget stråling.

For langbølget stråling med bølgelengder i intervallet10–12 μmviser panelet i midten at atmosfæren er nesten transparent. Strålingen fra jordoverflaten med disse bølgelengdene går nesten tvers gjennom atmosfæren og ut i verdensrommet. Derfor kalles dette for detatmosfæriske vinduet.Noen av de klimagassene som slippes ut i atmosfæren forårsaket av forurensning, absorberer langbølget stråling i dette området, dette gjelder lystgass (N₂O), metan (CH₄) og en delKFK-gasser. Gasser som absorberer langbølget stråling i bølgebåndet for det atmosfæriske vinduet, har sterk påvirkning på drivhuseffekten.

De forskjellige gassene i atmosfæren har overlappende absorpsjonsbånd. Absorpsjon av langbølget stråling i atmosfæren kan ikke bare vurderes for hver gass isolert, men det må tas hensyn til betydningen av de øvrige gassene. Betydningen av en gass isolert kan ikke fastsettes, for deretter å si at alle bidragene tilsammen utgjør 100 %.

Terrestrisk og atmosfæriske tilbakestråling skaper drivhuseffekten

Et drivhus med vegger av glass slipper gjennom det meste av de kortbølgede solstrålene (gule bølger). Disse varmer opp omgivelsene inne i drivhuset, spesielt den sorte jorden og plantene. Disse sender ut langbølget stråling (røde bølger) som i stor grad ikke slipper gjennom glasset, men absorberes og sendes i retur til omgivelsen inne i drivhuset. Dermed oppstår oppvarmingen av omgivelsene og luften.

Av solstrålingen, som er overveiende kortbølget stråling, går en stor del gjennom atmosfæren og varmer opp jordoverflaten. Den resulterende terrestriske strålingen fra jorden er langbølget infrarød stråling, 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 av gassene der. I neste omgang vil gassene i atmosfæren emittere denne langbølgede strålingen. En del av denne emittere strålingen fra atmosfæren går ut i verdensrommet, mens en annen del, ved et fenomen kaltatmosfærisk tilbakestråling,stråles tilbake til jorden. Dette er hovedprinsippet bak selve drivhuseffekten. De faktiske forholdene er mer kompliserte, blant annet siden noe av strålingen reflekteres.

Det er ikke bare gassene i atmosfæren som skaper drivhuseffekt, de små vanndråpene i skyer spiller også en rolle. Dermed vil fenomenene relatert til drivhuseffekten og temperaturforskjeller ikke bare være avhengige av høyden over bakken, men også være avhengige av omgivelsene. Sensorer i satellitter brukes for å studere detaljer rundt stråling og temperatur.

Navnet drivhuseffekt kommer av en analogi til et drivhus som bare er delvis overførbar til jorden. I et drivhus, se illustrasjon, vil tak og vegger av glass absorbere den langbølgede strålingen fra gulv og vegger, og emittere denne tilbake. Imidlertid vil også vegger og tak hindre utstrømning av varme forårsaket av luftbevegelsene utenfor. Luftstrømningene inne i drivhuset reduseres også, noe som spiller en rolle i omfordeling av varme. I atmosfæren derimot, er det kraftige strømninger i atmosfæren.

Energitransport i klimasystemet

Det er generelt tre mekanismer for hvordan transport av varmeenergi kan skje. Stråling er beskrevet i foregående avsnitt og er den energioverføring som skjer mellom solen og jorden.Konduksjoner varmeledning gjennom substanser på grunn av temperaturforskjeller. Denne overføringen skjer via atomære vibrasjoner. Luft er en dårlig varmeleder for denne typen overføring, dermed kan dette sees bort fra i atmosfæren. Derimot er konduksjon en viktig mekanisme på jordoverflaten.Termisk konduktivitet,altså evnen til varmeledning, er størst når bakken inneholder vann.Konveksjoner en mekanisme i væsker og gasser som kan sirkulere (strømme) og dermed distribuere oppvarmede deler av massen. Når en del av luften får mindretetthetenn omkringliggende luftmasser, vil den stige på grunn av gravitasjonens virkning (oppdrift). Atmosfæren har sterke sirkulasjoner fordi den har lavviskositet(den strømmer lett). Luften står praktisk talt aldri stille, dermed overføres mye varme på denne måten. Det samme gjør seg gjeldende i havet.

Konveksjon overfører varme på to måter, den ene kallesfølbar varmeog den andrelatent varme.Følbar varme er direkte transport av varme via forflytning av masse (stigning av luft) og blanding. Følbar varme overføres også via konduksjon. Den latente varmen er derimot indirekte energioverføring. Her skjer det enfaseovergang(overgang fra fast til flytende, eller omvendt), men ikke temperaturendring. Når vann omdannes til vanndamp ved fordampning (eller koking) trengs varme. Når vannetkondenseresi atmosfæren frigjøres den samme energimengde som ble tatt opp ved fordampning. Også ved smelting av is skjer et energiopptak av latent varme, men med en annen energimengden enn ved fordampning.

Jordens mottak av energi fra solen er geografisk svært ujevnt fordelt. Mottaket varierer sterkt med breddegradene, slik at ekvator får tilført 2,5 gang så mye årlig energi som polene. Det er disse store forskjellene som står bak både globale værmønstre og klima. Polene er mottakere av store varmemengder fra ekvatorregionen, og det foregår en konstant energistrøm, slik at verdens mottatte solenergi redistribueres. Varmetransporten skjer via hav- og luftstrømmene, kaltvertikal varmetransport,der atmosfæren står for omtrent to tredjedeler av totalen. Den vertikale energitransporten skjer som følbar varme. I tillegg skjer det enhorisontal varmetransportder både latent- og følbar varme (varme luftmasser) stiger opp i atmosfæren.

En konsekvens av den store redistribusjonen av varmeenergi på jorden, er at den utgående energien i form av langbølget stråling er nokså jevnt distribuert over planeten – i motsetning til den innkommende solstrålingen.

Energibalansen for klimasystemet

Jordens energibudsjett med angivelse av prosentvis fordeling. Tall fra 2009. I slike fremstillinger midles tallene over flere år, da verdiene stadig har små endringer. Det inngår også måleusikkerhet for verdiene, men disse er ikke vist her.Ubalansen i energibudsjettet som girglobal oppvarminger heller ikke vist. Denne ubalansen er cirka0,6 W/m²(2017) eller 0,18 %, noe som representerer litt større energi inn mot jorden enn ut.Termikkbetyr her varme oppadstigende luftstrømmer og medEvapotranspirasjonmenes energistrøm i form av vanndamp.

Illustrasjon.: Åshild Telle

Et viktig prinsipp fra fysikken for å forstå klimasystemet og klimaendringer, erenergibalansenfor et system. Energi kan ikke forsvinne, og energien fra solstrålingen som jorden mottar, må slippe ut fra jorden om den ikke skal få stadig høyere temperatur. Og omvendt, om jorden sender ut mer strålingsenergi enn den mottar, vil den kjøles ned. Strålingsbalansen må derfor over tid være lik null for at jordens gjennomsnittlige temperatur skal være uforandret. Om temperaturen endres, vil det påvirke klimaet på en rekke måter, primært ved endring avatmosfærensoghavets sirkulasjon,samt atvannets kretsløpendres.

Energibalansen for jordkloden for et år er funnet med målinger og vist skjematisk i figurer som den vist her. Som illustrasjonen viser, er det mange komponenter som virker i et komplekst samspill. Det er vanlig å sette den innkommende solstrålingen i toppen av atmosfæren til 100 %. (Det samme som å si at100 poengtilsvarer340 W/m²).Av denne energien er det rundt 29 % som reflekteres direkte tilbake i verdensrommet. Dette skyldes refleksjon både fra skyer og atmosfære(23 %)og refleksjon fra jordoverflaten(7 %).En andel på 23 % blir absorbert av atmosfæren, det meste av vanndamp og skyer i troposfæren. Det er dermed en gjenværende andel på 48 % som absorberes av jordoverflaten.

Energien som absorberes av jordoverflaten, fører til fordampning av vann(25 %)og oppvarming av atmosfæren ved konveksjon(5 %).Oppvarming ved konveksjon vil si at jordoverflaten overfører varme til luften, og denne stiger så opp i atmosfæren. Oppe i atmosfæren er det luftmasser som kjøles ned og synker ned til jordoverflaten, dermed oppstår luftsirkulasjon.Jordoverflaten blir også oppvarmet i dybden av solstrålingen, men over et år vil det være likevekt mellom det som tilføres og mottas. Av den innkommende solenergien er det en resterende energistrøm på 17 % som varmer opp jordoverflaten.

Energien som varmer opp jordoverflaten emitteres og stråler opp i atmosfæren som langbølget stråling (terrestrisk stråling). Fordi jorden stråler energi ut både natt og dag, og fordi drivhuseffekten gir høy temperatur, er den terrestriske strålingen på hele 117 %. Dette er 17 prosentpoeng mer enn solstrålingen fra toppen av atmosfæren. Av denne utgående langbølgede strålingen fra jordoverflaten vil 12 % gå direkte gjennom atmosfæren og rett ut i verdensrommet. De resterende 105 % absorberes av klimagasser og skyer. Hele 100 % av den absorberte energien i atmosfæren blir emittert og returnert tilbake til jordoverflaten som atmosfærisk tilbakestråling.

Atmosfæren tar opp omtrent dobbelt så mye langbølget stråling fra jordoverflaten som den mottar kortbølget stråling fra solen.

Strålingsbalansen for jordoverflaten er slik: Den mottar 148 % (innkommende sollys og atmosfærisk tilbakestråling) og avgir 117 % (terrestrisk stråling), som i sum gir et overskudd på 30 %. Dette finner en igjen i atmosfærens strålingsbalanse: Atmosfæren mottar 23 % absorbert fra direkte solstråling og 117 % som terrestrisk stråling, som tilsammen gir et mottak på 148 %. Den avgir 100 % som atmosfærisk tilbakestråling og 59 % som stråling ut i verdensrommet, tilsammen et tap på 159 %. Atmosfæren har dermed et underskudd på rundt 30 %. Dette underskuddet balanseres av vertikal varmetransport fra jordoverflaten til atmosfæren, en kaller dette for strømmer avfølbar- oglatent fordampningsvarme.

En påfallende egenskap med denne energibalansen er den store energiutvekslingen mellom jordoverflaten og atmosfæren. Den langbølgede strålingen mellom disse er de to største energistrømmene.Om det ikke var for den sterke atmosfæriske tilbakestrålingen, ville temperaturen gjennom døgnet ha variert mye mer. Fordi den langbølgede strålingen ned mot jorden er sterkere enn solinnstrålingen ved bakken, blir ikke landoverflaten raskt nedkjølt om natten, den blir heller ikke oppvarmet tilsvarende raskt om dagen. Drivhuseffekten gir ikke bare relativt høy temperatur på jordens overflate, men sørger også for at døgnvariasjonene holdes lave.

Netto ubalanse i det globale gjennomsnittlige energibudsjettet er cirka0,6 W/m²(2017).For å lage dette energibudsjettet midler en verdier over flere år, for eksempel ti år. Dette er energien som varmer opp klimasystemet, og altså girglobal oppvarming.Om energibalansen var lik null, som i diagrammet i dette avsnittet, der 100 % av energien tilført jorden forlater den, ville klimasystemet vært i balanse.

Drivhuseffektens høydevariasjon

Temperaturen avtar raskt oppover i atmosfæren i forhold til ved jordoverflaten, og drivhuseffekten varierer avhengig av differansen mellom lufttemperatur og jordoverflatens temperatur. Nær jordoverflaten er temperaturforskjellen liten og luften absorberer det meste av den terrestriske strålingen, som i neste omgang for det meste blir emittert oppover. Dette betyr at drivhuseffekten nær jordoverflaten er liten. Lengre opp i atmosfæren er forholdene motsatt – mye av den langbølgede strålingen nedenfra blir absorbert, men emisjonen skjer ved lavere temperatur og mindre stråling emitteres derfor oppover. Dermed vil luftmassene høyt oppe i atmosfæren, på grunn av sin lavere temperatur, ha lite strålingstap ut i verdensrommet. Med andre ord har luften høyt oppe større drivhuseffekt enn luften lengre nede.For eksempel er temperaturen5 kmopp fra jordoverflaten rundt−30 °C,og ved10 kmer den rundt−50 °Clavere enn ved jordoverflaten.

Modell for en enkel atmosfære

Atmosfære for en planet med henholdsvis ett og to lag.

En enkel modell for en tenkt planet kan utdype forståelsen av strålingsbalanse og drivhuseffekt. Anta en jordlignende planet med en atmosfære bestående av bare ett lag. Det forutsettes at atmosfæren erisotermisk,det vil si at temperaturen er den samme overalt. Videre forutsettes det at atmosfæren er transparent og slipper gjennom alt kortbølget sollys fra en stjerne lik solen, men at den er fullstendig ugjennomtrengelig (fullstendig absorpsjon) for langbølget stråling. Ut fra dette kan en gjøre noen vurderinger av planetens temperatur, forutsatt likevekt for stråling.

Den kortbølgede strålingen fra stjernen, markert med gul pil merketF,kommer inn i toppen av atmosfæren og når planetens overflate uavkortet. Her blir den fullstendig absorbert av overflaten. Fordi atmosfæren absorberer all langbølget stråling vil dens ekvivalente sort legeme-temperatur være den samme som temperaturen til atmosfæren. For at planeten skal ha likevekt, må det være like mye stråling inn ved toppen av atmosfæren som ut, dette er markert med den oransje pilen ut med størrelseF.Strålingen ut i verdensrommet er planetens langbølgede sorte stråling. Fordi atmosfæren er isotermisk, emitterer den en like stor stråling,F,nedover mot planetens overflate. Tilsammen kommer strålingenFmed kortbølget stråling ned mot planetens overflate, plussFsom langbølget stråling, hvilket tilsammen gir 2F.Denne energien må balanseres med en tilsvarende emittert langbølget stråling 2Fopp fra overflaten. Anta videre at strålingen fra stjernen erF=240 W/m²ved toppen av atmosfæren. En kan da regne ut planetens overflatetemperatur ved hjelp av Stefan-Boltzmanns lov:

$T_{E}={\sqrt[{4}]{2F \over \sigma }}={\sqrt[{4}]{2\cdot 240 \over {5,67\cdot 10^{-8}}}}=303$

Om planeten var uten atmosfære ville temperaturen derimot blitt:

$T_{E}={\sqrt[{4}]{F \over \sigma }}={\sqrt[{4}]{240 \over 5,67\cdot 10^{-8}}}=255$

Altså blir planetens overflatetemperatur48 Khøyere når planeten har atmosfære.

Modellen kan utvides ved å forutsette at atmosfæren har to lag. Det andre laget er vist i figuren og det forutsettes å ha samme egenskaper som det første laget. Med de samme resonnementene som for tilfellet over, så vil det nederste atmosfærelaget emittere 2Foppover. Dette på grunn av at den mottarFsom kortbølget solstråling ogFsom langbølget stråling fra laget over. Siden laget er isotermisk, må det emittere 2Fogså nedover. Den totale strålingen mot planetens overflate blir nå 3Fpå grunn av 2Fsom langbølget stråling fra det nederste atmosfærelaget ogFfra solen. Dette balanseres av en kortbølget stråling oppover på 3Ffra planetoverflaten.

I en atmosfære med mange lag, N, vil emisjonen fra lagene, fra det øverste til det nederste væreF,2F,3F... NF.De korresponderende sort legeme-temperaturene for overflaten vil da bli 303, 335... [(N+1) F/σ]1/4 K.

Denne enkle modellen kan utvides med å forutsette forskjellige temperatur for planetens overflate og de forskjellige lagene i atmosfæren.Dermed blir modellen enda likere jordens atmosfære.

For en atmosfære med mange absorberende lag vil temperaturen ved planetens overflate bli høy. En slik planet kan tenkes å gi fra seg varmen først og fremst ved konveksjon, det vil si varmetransport via interne strømning i atmosfæren.

For mer realistiske modeller av klimasystemet på jorden må det tas hensyn til atmosfærens absorpsjonsspektra, samt avhengigheten med bølgelengden til strålingen. Dessuten må en ta hensyn til det atmosfæriske vinduet, i tillegg til andre komplekse fenomener i atmosfæren.

Klimaendringer og menneskelig påvirkning av drivhuseffekten

Utdypende artikler:klimaendring,klimapådrivogstrålingspådriv

Klimaendringer har oppstått flere ganger i jordens historie. En gjør derfor forskjell på naturlige klimaendringer og menneskeskapte, for å skille dem fra nåtidensglobale oppvarming.Det finnes mange forskjelligeklimapådriv,altså faktorer som endrerklimaet.Naturlige klimapådriv kan gjerne virke sammen med menneskeskapte.For at det skal regnes som en klimaendring, ser man på slike endringer i lengre perioder, ofte over en periode på ti år.I tillegg til klimapådriv virker det forsterkende mekanismer i klimasystemet, kjent som positive tilbakekoblinger. De naturlige klimapådriven som har påvirket jordens klima har vært for svake til å forklare fortidens klimavariasjon uten slike mekanismer.

Helt siden oldtiden har det vært diskusjoner rundt mulighetene for at menneskelige aktiviteter kan påvirkeklimaetlokalt. Blant annet har både de gamle grekerne, og senere amerikanerne på 1800-tallet, lurt på om nedhugging av skog kunne gi mer nedbør, eller kanskje mindre. På 1800-tallet ble det gjort oppdagelser av fortidigeistider,og en mente at dette var endringer langt større enn hva en kunne forestille seg at mennesker kunne være i stand til å påvirke. En startet også å diskutere hva som lå bakklimaendringenesom ga istider og varme perioder. Det kom opp ideer om at det kunne værevariasjon i solens utstråling,røyk fra vulkaner, utvikling av fjellkjeder som påvirket luftstrømningene eller endring av luftsammensetningen.

Naturlige klimaendringer

Klimaet kan endres både på grunn av indre og ytre mekanismer, de kan være menneskeskapte eller naturlige. For eksempel at strålingen fra solen enten blir sterkere eller svakere.Endringer av solstrålingen som påvirker jordens strålingsbalanse, kallesstrålingspådriv.Vulkanutbrudd er en annen naturlig endring av strålingspådrivet. Store utbrudd kan gi redusert temperatur på jorden, da over noen få år. Årsaken ersvoveldioksid(SO₂) som reagerer med andre gasser og danneraerosoler.Slike partikler sprer sollyset, noe som fører til refleksjon av noe av sollyset tilbake til verdensrommet. En sier at det gir et negativt strålingspådriv, altså nedkjølende effekt.

Temperatur, CO₂og støvkonsentrasjon i atmosfæren basert påproxy-datafra eniskjerneprøvefra Antarktis.

Diagramdata:National Oceanic and Atmospheric Administration(NOAA)

Jordbanens betydning forstrålingspådrivkan forklares ut fraMilanković-syklusene.Disse modellerer periodiske endringer av helningsvinkelen til jordens akse og formen avbanenrundt solen, hvilket endrer den totale mengden av sollys som treffer jorden. Det er ikke snakk om store endringer, men dette påvirker tidspunkt og intensiteten avårstidene.Denne mekanismen er antatt å bestemme tidssyklusene foristidene.

Solen har en elleve års syklus, kjent somsolflekksyklusen,der den solareirradiansenvarierer med± 1 W/m².Solflekksyklusen er perioder med stor utvikling avsolflekker(tydelige sorte flekker på solens overflate), og økt utstråling. En mener at i langvarige perioder med liten solflekkaktivitet vil temperaturen på jorden påvirkes. Spesielt underMaunder minimumfra 1645 til 1715 var solflekkaktiviteten uvanlig lav, noe som er en mulig forklaring påden lille istid.Dette var en periode med betydelig kjøligere og mer ekstremt klima påden nordlige halvkule.

Gjennom jordens historie har det vært store endringer av kontinentenes posisjon og størrelse. Dette har ikke bare endret havenes størrelse og form, men også ført til forming av fjell når kontinentalplatene støter sammen. Dermed har dette fått betydning for havstrømmer og atmosfærens sirkulasjon. Disse endringene har i stor grad bidratt til istider samt perioder med tørt eller fuktig klima.

El Niño-betingelser kjenne­tegnes med at varme vann­masser nærmer seg den søramerikanske kysten. Fravær av kaldt oppkomme av vann øker oppvarmingen.Illustrasjon: National Oceanic and Atmospheric Administration

Enda en type naturlige klimaendringer er de interne klimapådrivene. Disse inntreffer selv om solen gir konstant pådriv og atmosfæresammensetningen er uforandret.Et eksempel erEl Niño,som er den varme og negative fasen av en klimasyklus som kallesEl Niño-sørlige oscillasjon.Fenomenet kjennetegnes av oppvarming av havflaten, eller at temperatur i sjøoverflaten ligger over gjennomsnittet, og finner sted i enten det sentrale eller østlige tropiskeStillehavet.Denne oppvarmingen forårsaker et skifte i den atmosfæriske sirkulasjonen med redusert nedbør overIndonesiaogAustralia,mens nedbør og tropiskesyklonformasjonerøker over det tropiske Stillehavet.De lavepassatvindene,som normalt blåser fra øst til vest langs ekvator, svekkes eller begynner å blåse fra den andre retningen.

I tillegg til El Niño finnes det en rekke andre sykluser i klimasystemet, blant annet denkvasibiennale oscillasjonenog dennordatlantiske oscillasjon.Dette er eksempler på at klimaet i sin natur er regionalt variabelt og kan endres selv om det ikke er noe eksternt pådriv til stede.

Menneskeskapt økning av drivhuseffekten

Utdypende artikkel:Global oppvarming

Den menneskeskapte ellerantropogenedrivhuseffekten betegner den økningen i drivhuseffekten som skyldes forurensning av atmosfæren. Ved å øke andelen av naturlige klimagasser i atmosfæren (CO₂og CH₄og flere andre kunstige klimagasser, som for eksempel KFK- ogHFC-gasser), har menneskelig aktivitet i løpet av de siste om lag 200 årene forsterket den naturlige drivhuseffekten.

Betydningen av disse endringene er forandringer i klimasystemet, blant annet høyere temperatur, endring av skymengden, økt vanndampinnhold i atmosfæren og påvirkning av mengden av is og snø på jordoverflaten. Disse endringene kan virke tilbake på jordens klima.

I mai 2013 ble det meldt at avlesninger for CO₂tatt på verdens primære referansested påMauna Loa-observatoriethadde nådd400ppm.Månedlige globale CO₂-konsentrasjoner oversteg400 ppmi mars 2015, trolig for første gang på flere millioner år.Ved begynnelsen av 2000-tallet blir omtrent halvparten av alt CO₂fra forbrenning av fossilt brensel ikke absorbert av vegetasjon og hav, dermed forblir gassen i atmosfæren.

Andre menneskeskapte klimapådriv er utslipp av SO₂som via kjemiske reaksjoner gir aerosoler, samt en annen kategori aerosoler der utslippet er forårsaket av arealbruksendringer. Det siste dreier seg om hugging av skog og dyrkning av land. Slike endringer av landjorden gir både endring av naturlig opptak av CO₂og forandring av jordoverflatens albedo.I gruppen aerosoler inngår også partikler som støv, sot og saltpartikler. Flere av disse er naturlige, som saltpartiklene som vind virvler opp fra havet. Konsentrasjonen av disse er størst over områder med mye luftforurensning, som en finner i Europa, Nord-Amerika, Kina og India. Nær jordoverflaten er oppholdstiden for disse bare noen få dager, fordi nedbør fører dem tilbake til jorden. Derimot vil aerosoler som kommer opp tilstratosfærenfå en mye lengre oppholdstid, gjerne flere år.

Mange av gassene i atmosfæren har tilnærmet konstant blandingsforhold selv i store høyder, men for klimagassene kan blandingsforholdet variere både horisontalt og vertikalt. Særlig vanndamp kan ha store variasjoner. For eksempel kan vanndamp utgjøre 4 % av luften ved jordoverflaten ved tropene, mens i kald arktisk luft kan innholdet være under 1 %. Noen klimagasser har spesielt lang oppholdstid i atmosfæren, dette gjelder CO₂,CH₄og N₂O, hvilket betyr at de er godt blandet og at konsentrasjonen er tilnærmet konstant horisontalt. Derimot vil konsentrasjonen i de forskjellige lagene oppover i atmosfæren være variabel.O₃virker i den midlere og øvre del av stratosfæren. KFK-gasser og HFC-gasser finnes i små mengder, men bidrar også som klimagasser.

Økt strålingspådriv

Status for menneskeskapte strålingspådriv i 2005 (i forhold til førindustrielt nivå i 1750). Usikkerheten er vist medusikkerhetsstolperfor hvert av bidragene.
FraKlimapanelets fjerde hovedrapport

Endringer av jordens strålingsbalanse, blant annet ved endret konsentrasjon av atmosfærens klimagasser, aerosoler og jordoverflatens albedo, fører til forandringer av strålingspådrivet. Klimasystemets respons er klimaendringer, som over lang tid vil lede frem til en ny strålingsbalanse. En kan si at slike endringer skjer hele tiden ved at skyer og aerosoler dannes, konsentrasjonene av gasser endres og at jordoverflatens albedo er årstidsavhengig.

Strålingspådrivet måles i W/m²og blir kalkulert over en viss tidsperiode. Strålingspådrivet kalkuleres ut fra en antatt strålingsbalanse i 1750, det vil si før atmosfæren var påvirket av menneskelige utslipp av klimagasser. Siden den gang, og frem til nåtid, er ikke strålingsbalansen lenger null; det har oppstått et positivt strålingspådriv.Et positivt strålingspådriv gir økt temperatur på jorden, mens et negativt gir redusert temperatur ved jordoverflaten.

Figuren viser de globale gjennomsnittlige strålingspådrivene i 2005 med et CO₂-innhold på379 ppmi atmosfæren. Som en ser, gir dette et strålingspådriv på rundt1,7 W/m².I tillegg kommer bidragene fra andre klimagasser, blant annet CH₄,N₂O og HFC-gasser med et samlet bidrag på omtrent1 W/m².Deretter kommer et bidrag fra O₃,men dette har både en avkjølende og oppvarmende effekt. Nettovirkningen av O₃er imidlertid på0,3 W/m².Enda en menneskeskapt påvirkning er endring av jordoverflaten (vegetasjonsdekke) og forurensning (sot) på snø, altså forhold som endrer jordens albedo. Også denne har et positivt og negativt bidrag, med en nettovirkning på omtrent0,1 W/m².Så kommer to store negative strålingspådriv forårsaket av aerosoler, der den som skyldes direkte pådriv er på–1,2 W/m²og de som skyldes indirekte albedo fra skyer er på–0,7 W/m².Det minste menneskeskapte pådrivet i figuren kommer fra kondensstriper fra flytrafikk, med0,01 W/m².I tillegg til alle disse kommer et naturlig strålingspådrivet på grunn av sterkere solstråling, dette er på0,12 W/m².

Alle disse bidragene kan ikke summeres algebraisk på grunn av overlappende absorpsjonsbånd for de forskjellige bidragene. Derfor viser stolpen helt til høyre summen av strålingspådrivene som er på1,6 W/m²,med et usikkerhetsintervall mellom 0,6 og2,4 W/m².Dette strålingspådrivet fører blant annet til langsom oppvarming av havet, atmosfæren og landjorden.Siden 2005 har innholdet av klimagasser i atmosfæren økt, og det totale strålingspådrivet likeså.

Effektiv strålingstemperaturer den temperaturen i atmosfæren der strålingen fra solen og strålingen fra jorden og ut i verdensrommet balanseres. For tiden (2011) er denne temperaturen−19 °C.Videre vil denne temperaturen være i en gitt høyde over jordoverflaten, kaltstrålingstyngdepunktet.Med økt konsentrasjon av klimagasser økes høyden for strålingstyngdepunktet, samtidig som effektiv strålingstemperatur blir lavere. Enkelt sagt fører økt drivhuseffekt til at det blir mindre langbølget stråling som slipper ut i verdensrommet. Energibalansen for strålingen endres slik at jorden absorberer mer energi enn den slipper ut, noe som gir økt global gjennomsnittstemperatur.

Global dimming

Utdypende artikkel:Global dimming

Et tykt lag med aerosoler over Kina. Bilde fra november 2001.

Foto: Jacques Descloitres/NASA

Aerosolerutgjør en stor demping av drivhuseffekten, kjent somglobal dimming.Et eksempel på effekten av aerosoler er nedkjølingen av klimat på midten av 1900-tallet. Etter å ha steget raskt i løpet av den første delen av 1900-tallet, avkjølte den globale middeltemperaturene seg med omtrent 0,2 °C etter 1940 og holdt seg lav til 1970, hvoretter den begynte å stige raskt igjen. Dette skjedde til tross for at nivået av CO₂i atmosfæren økte drastisk i perioden. Denne nedkjølingen i midten av århundret ser ut til hovedsakelig å skyldes høy konsentrasjon av sulfat-aerosoler i atmosfæren. Årsaken var utslipp fra industri og vulkanutbrudd. Sulfat-aerosoler har en avkjølende effekt på klimaet fordi de sprer lyset fra solen og reflekterer energien tilbake ut i verdensrommet.

Figuren i avsnittet over har storeusikkerhetsstolperfor aerosolene, noe som indikerer hvor usikker en er på størrelsen av disse. I regioner som Europa og Nord-Amerika var det tidligere mye luftforurensning som førte til dannelse av aerosoler, men lovreguleringer har redusert dette betraktelig. Om land som Kina og India utover på 2000-tallet vil greie å redusere sine utslipp til luft, forventes det at mengden aerosoler i atmosfæren reduseres. Etter som konsentrasjonen av CO₂øker og aerosoler minker, forventes en økning av strålingspådrivet frem mot 2100. Noen klimaforskere har ment at dette vil kunne øke den globale oppvarmingen betraktelig (et anslag er6 °C). Derimot har FNs klimapanel ikke lagt mye vekt på denne forskningen i sine estimater for fremtidig temperaturstigning.

Tilbakekoblingsmekanismer

Utdypende artikkel:Tilbakekoblingsmekanisme

Klimasystemet er svært komplekst med en rekke koblinger mellom forskjellige mekanismer. Noen av dissetilbakekoblingsmekanismeneer 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.

Et eksempel på at de negative tilbakekoblingene gjør seg gjeldende, eristidene.En mener at den negative endringen av strålingspådrivet i utgangspunktet har vært svært lite, men at mange negative tilbakekoblingsmekanismer har forsterket den opprinnelige nedkjølende trenden. Generelt virker tilbakekoblingsmekanismene over svært lang tid (tiår til årtusener), samt at det er mange av dem. Det er altså slik at det er pådriv som er årsaken og setter i gang klimaendringer, men tilbakekoblingene har innflytelse på hvor store de til slutt vil bli.

Et beslektet begrep til tilbakekoblingsmekanismer erklimafølsomhet.Den sier noe om hvor mye temperaturen endres ved en gitt endring av konsentrasjonen av CO₂.Den vanligste definisjonen er at den angir global temperaturøking ved en fordobling av konsentrasjonen til CO₂.

Det finnes svært mange slike mekanismer, men her gis bare en forklaring av noen av de viktigste.

Tilbakekobling fra vanndamp

Hvis atmosfæren varmes opp, vildampens metningstrykkøke, og mengden av vanndamp i atmosfæren vil øke. En økning i vanndampinnholdet føre til at atmosfæren varmes ytterligere opp – og vanndamp regnes således som en klimagass. Oppvarmingen dette fører til gjør i neste omgang at atmosfæren kan holde på enda mer vanndamp, altså en positiv tilbakekobling. Dette vil fortsette videre til andre prosesser stopper økningen. Resultatet er en større drivhuseffekt enn den CO₂skaper alene.

Sammenhengen mellom trykk og temperatur vedfaseovergangfor to stoffer er beskrevet avClausius-Clapeyron-ligningen.Ligningen beskriver en eksponentiell økning av metningstrykket for vanndamp ved økende temperatur. Det betyr at tilbakekoblingen for vanndamp i atmosfæren blir kraftigere med økt temperatur.

Tilbakekobling på grunn av is og snø

De lysblå områdene er smeltedammer på sjøis og de mørkeste områdene er åpent vann. Blå områder har en lavere albedo enn den hvite isen, noe som gir en oppvarmende effekt.

Foto: NASA

De delene av jordoverflaten som er dekket av is og snø, hele eller deler av året, reflekterer mye av sollyset tilbake til verdensrommet (har høy albedo). Økt temperatur på jordoverflaten reduserer mengden snø og is. Dette fører til at mer sollys blir absorbert istedenfor å reflekteres, dermed øker temperaturen ytterligere.

Tilbakekobling på grunn av skyer

Skyer har to virkninger i klimasystemet som kompliserer beregningen av resultatet. For det første reflekterer skyer sollys tilbake til verdensrommet. For det andre absorberer de langbølget stråling fra jordoverflaten som i neste omgang blir emittert, og sendt tilbake til jordoverflaten. Dermed sørger de også for å redusere varmetapet ut i rommet. Hvilken av disse to effektene som dominerer for en enkelt sky avhenger av dens temperatur, dermed også av dens høyde over jorden. En annen avgjørende faktor er dens optiske egenskaper – som bestemmes av om den består av vanndamp eller ispartikler, dens tykkelse og gjennomsnittlig størrelse av partiklene i den.Lave skyer har en tendens til at den reflektere egenskapen dominerer, dermed kjøler de ned klimasystemet. Høye skyer har derimot en tendens mot motsatt effekt, altså at de bidrar til oppvarming.

Tilbakekobling på grunn av havet

Havet har flere roller når det gjelder påvirkning av klimaet. Det er en interaksjon mellom atmosfæren og havet – havet påvirker atmosfæren, og atmosfæren havet. Fra havet fordamper store vannmengder som står for størsteparten av bidraget til atmosfærens vanndampinnhold. På grunn av den latente varmen ved kondensering til skyer er vanndamp det største varmebidraget til atmosfæren. Atmosfæren på sin side påvirker havet ved at vinder, som er drivere for havsirkulasjon (sammen med andre mekanismer), oppstår.

Havet representerer en storvarmekapasiteti forhold til atmosfæren. Det skal derfor mye mer varmeenergi til for å øke temperaturen i havet med bare én grad, enn det som skal til for samme temperaturøkning i atmosfæren. Havet vil, både lokalt og globalt, påvirke atmosfærens temperatursvingninger. I praksis kan en oppleve dette ved at steder nær havet har liten forskjell mellom temperaturen gjennom døgnet og gjennom året. Steder langt fra havet har mye større temperaturvariasjoner. Havet har derfor en dominerende rolle for å bestemme hvor fort atmosfærens temperatur kan øke.

En tredje virkning av havet er den store redistribusjonen av varmeenergi. Både atmosfæren og havet transporterer varmeenergi fra jordens ekvator mot polene, men havets energitransport er mye større.

Havet representerer en tilbakekoblingsmekanisme som har størst betydning for tiden det tar før ny likevektstilstand opprettes, det vil si tiden fra strålingspådrivet endres til en ny likevekt og en ny temperatur oppstår.Tidsskalaen den virker på er fra årtier til århundrer. Generelt er en usikker på om havstrømmer representerer positive eller negative tilbakekoblinger.

Havnivåmålinger foretatt på 23 steder rundt om i verden siden 1880 viser en økende trend.
Kilde: Robert A. Rohde

Havet absorberer den menneskeskapte tilførselen av CO₂via den såkaltekarbonpumpen.I dag utgjør dette bare om lag en tredjedel av dagens utslipp, men på lang sikt vil rundt 75 % av CO₂-gassen som slippes ut fra menneskelige aktiviteter løses opp i havet. Dette vil ta flere århundrer.Imidlertid er hastigheten som havet vil ta CO₂opp i fremtiden mindre sikker. Det forventes at havet vil bli mer lagdelt forårsaket av oppvarming, og at dette eventuelt gir endringer i havetsthermohaline sirkulasjon,altså en svekkelse av havstrømmene.

Havet vil ut fra dette ha en tilbakekobling til CO₂-innholdet i atmosfæren. I henhold tilHenrys lovvil større konsentrasjon av CO₂i atmosfæren føre til større opptak av CO₂i havet. På den annen side vil økt temperatur i havet svekke dets evne til å ta opp CO₂.Nå er det den første mekanismen som er sterkest, og havets innhold av CO₂er stadig økende. En effekt av dette erhavforsuring.På lengre sikt forventer en at opptaket av CO₂i havet vil svekkes. Dermed vil global oppvarming på lengre sikt bety at mer CO₂blir værende i atmosfæren, altså en positiv tilbakekobling ved forsterket drivhuseffekt.

Tilbakekobling for langbølget stråling fra jorden

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

Når temperaturen for jorden øker, vil utslipp av langbølget varmestråling øke med den fjerde potensen av planetens absolutte temperatur, i henhold til Stefan-Boltzmanns-lov. Dette øker styrken av utgående stråling når jordoverflaten får høyere temperatur. Dette kalles forPlanck-tilbakekobling,og er den sterkeste negative tilbakekoblingen.

Vippepunkter

Utdypende artikkel:Vippepunkt (klima)

Interaksjoner mellom noen vippepunkter (⊕: øker sannsynligheten for sammenheng ⊖: mindre sannsynlighet, ⊖/⊕: effekt i begge retninger, nettoeffekten er usikker)

Begrepetvippepunktble introdusert av den tyske klimaforskerenHans Joachim Schellnhuber(1950–) rundt 2000.Det bygger på hans arbeid innenforikke-lineær dynamikk.Fenomenet går ut på at usammenhengende, irreversible og ekstreme endringer er forbundet med global oppvarming. Inntil da hadde en i hovedsak antatt at klimaendringer vil være lineære, altså utvikle seg proporsjonalt med nivået av klimagasser i atmosfæren.Det fines en lang rekke slike mekanismer for vippepunkter, og her nevnes bare kort noen få.

Forskningsartikkelen «Tipping elements in the Earth's climate system» («Vippepunkter i jordens klimasystem») handlet om disse mulige fremtidige endringene.Ni mulige vippepunkter ble utpekt, hvor terskelverdiene kan overstiges innen år 2100.

• smelting av sommeris iArktis,
• smelting avGrønlandsisen,
• smelting avDen vestantarktiske innlandsisen,
• svekkelse av den atlantiskethermohaline sirkulasjonen,
• endring iEl Niño-sørlig oscillasjon(ENSO),
• sammenbrudd av den indiskesommermonsunen,
• endringer i det vestafrikanske monsunsystemet med effekter forSaharaogSahel,
• avskogingavtropisk regnskogog
• nedgang iboreale skoger

Etter dette har også andre potensielle vippepunkter blitt identifisert.

Et eksempel på et vippepunkt som forsterker drivhuseffekten radikalt er mulige utslipp avmetanklatrat,også kalt metanhydrater. Dette er en form for is som inneholder store mengder CH₄i sinkrystallstruktur.Svært store forekomster av metanklatrat har blitt funnet under sedimenter på havbunnen visse steder, spesielt i områder på høye breddegrader og iMexicogolfen.Et plutselig utslipp av store mengder naturgass fra lagre av metanklatrat, en såkaltløpsk global oppvarming,er fremsatt som en hypotese som årsak til både fortidige og muligens fremtidige klimaendringer. Det er antatt at dette alene kan øke den globale temperaturen med5 °C,blant annet fordi CH₄er en mye mer kraftig klimagass enn CO₂.Teorien går også ut på at dette vil påvirke tilgjengelig innhold av O₂i atmosfæren. Denne teorien har blitt foreslått for å forklare de mest alvorlige hendelsene av masseutryddelse på jorden, for eksempelperm-trias-utryddelsen.

Klimapanelets femte hovedrapportsier at utslipp av CH₄fra tining av permafrost vil kunne bidrag til global oppvarming frem mot år 2100. Dette på grunn av kraftig økning av utslippene ved rask oppvarming i Arktis. Derimot er utslipp fra metanklatrat her vurdert til å spille en liten rolle.

Konsekvenser av global oppvarming

Utdypende artikkel:Konsekvenser av global oppvarming

Den globale gjennomsnittlige temperaturen på jordens overflate har økt siden slutten av 1800-tallet. Fra 1980 til 2010 har det vært suksessivt varmere enn alle de foregående årtier i måleserien. Globalt gjennomsnittlig kombinert land- og havoverflatetemperatur beregnet som en lineær trend viser en oppvarming på0,85 °Ci perioden 1880–2012. For perioden 1951–2012 var oppvarmingen cirka0,72 °C.

En global oppvarming på rundt0,3 °Cper tiår, fremover mot år 2100, vil gi forskjellige endringer av klimaet. For det første betyr det at temperaturen noen steder vil øke mye mer, noe som igjen har betydning for andre klimaparametere. Noen steder forventes mer tørke, andre steder mer nedbør og flom, samt havnivåstigning. Dette får i neste omgang konsekvenser for økosystemer og mennesker. En økning på bare noen få °C kan virke lite, men representerer en stor forskjell i forhold til at de globale temperaturvariasjonene mellom istider og de varme periodene sannsynligvis ikke har vært mer enn5–6 °C.

Klimapanelets fem sammenknyttede grunner til bekymring

FNs klimapaneloppsummerer konsekvensene av global oppvarming med fem sammenknytte grunner til bekymring:

1. Unike og truede systemer– En del systemer, herunder økosystemer og kulturer, er allerede i fare på grunn av klimaendringer (høy konfidens). Antallet slike systemer som er utsatt for alvorlige konsekvenser, er høyere ved ytterligere oppvarming på1 °C.Mange arter og systemer med begrenset evne til tilpasning er utsatt for svært høy risiko ved en ytterligere oppvarming på2 °C,spesielt arktisk sjøis og korallrev.
2. Ekstreme værforhold– Risikoen for farer relatert til klimaendringer er hendelser som varmebølger, ekstrem nedbør og kystflom, er allerede moderat (høy konfidens) og høy ved1 °Cekstra oppvarming (middels konfidens). Risiko forbundet med noen typer ekstreme hendelser (for eksempel ekstrem varme) øker ytterligere ved høyere temperatur (høy konfidens).
3. Fordeling av virkninger– Risikoene er ujevnt fordelt og er generelt større for vanskeligstilte mennesker og samfunn i land på alle nivåer av utvikling. Risikoen er allerede moderat på grunn av regionalt differensierte klimaendringer, spesielt ettersom dette påvirker avlinger innen jordbruket (medium til høy konfidens). Basert på forventet nedgang i regionale avlinger og tilgang til vann, vil risiko for ujevnt fordelte virkninger være høy ved en ytterligere oppvarming på over2 °C(middels konfidens).
4. Globalt aggregerte virkinger– Risikoen for global aggregerte påvirkninger er moderat for ytterligere oppvarming mellom1–2 °C,med innvirkning på både jordensbiologiske mangfoldog den globale økonomien (middels konfidens). Omfattende tap av biologisk mangfold med tilknyttet tap avøkosystemtjenestergir høy risiko for rundt3 °Cytterligere oppvarming (høy konfidens). Samlet økonomisk skade akselererer med økende temperatur (begrenset belegg, høy konfidens), men få kvantitative anslag er fullført for ytterligere oppvarming rundt3 °Celler høyere.
5. Større enkelthendelser– Med økende oppvarming kan enkelte fysiske systemer eller økosystemer være i fare for brå og irreversible endringer. Risiko forbundet med slikevippepunkterblir moderate for rundt0–1 °Cekstra oppvarming, dette kan observeres ved at en allerede kan observere irreversible endringer av regime både i korallrev og arktiske økosystemer (middels konfidens). Risikoen øker uforholdsmessig mye dersom temperaturen øker mellom1–2 °Cog blir høy med en endring over3 °C,på grunn av potensialet for en stor og irreversibel havnivåstigning forårsaket av tap av iskapper. For varig oppvarming større enn en viss terskelverdi vil et tilnærmet fullstendig tap av Grønlandsisen skje over et årtusen eller mer. Dette vil føre til at det globale gjennomsnittlige havnivået stiger med opptil7 m.

Temperatur i punktene over er relatert til endring av global gjennomsnittstemperatur i forhold til årene 1986–2005 (omtalt som «nylig»).

Noen konkurrerende hypoteser til menneskeskapt økt drivhuseffekt

Galaktisk kosmisk stråling

Solensmagnetfeltpåvirker jorden, og dette får betydning for mengden galaktiskkosmisk strålingsom kommer inn mot jorden. Solens magnetfelt er variabel, dette kan over tid påvirke den mengden partikkelstråling atmosfæren mottar fra verdensrommet. Den danske astrofysikerenHenrik Svensmark(1958–) har vært opptatt av hvordan dette kan påvirke skydannelsen. Mekanismen i hans teori er at dannelse av små partikler virker somkondensasjonskjerner,som i sin tur skaper dråper og dermed formasjon av lave skyer. Et sterkt magnetfelt (ved økt solaktivitet) vil da, ifølge hypotesen, gi færre lave skyer (mindre total utstråling) og et positivt strålingspådriv, som igjen gir oppvarming av jorden.

Et problem med Svensmarks hypotese er hvordan de små partiklene forårsaket av kosmisk stråling skal gi økt skydannelse. Etablert teori tilsier at det er større partikler som står bak dråpedannelsen i skyer. Laboratorieforsøk har vist at kompliserte prosesser virkelig kan danne partikler store nok til å danne dråper i skyer. Selv om dette skulle vise seg å være mulig også i atmosfæren, eksisterer fremdeles alle de andre pådrivene for dagens globale oppvarming. Disse er vurdert til å være mye mer dominerende.

Skal kosmisk stråling og solmagnetisme forklare den globale oppvarmingen, må en kunne påvise at solaktiviteten har økt de senere årene. Det er imidlertid uenighet om at dette har funnet sted over lengre tid, selv om Svensmark har funnet en korrelasjon mellom solmagnetisme, kosmisk stråling og skyer i årene 1984–1994. Den norske klimaforskerenRasmus Benestad(1968–) påpeker at om global oppvarming skjer på grunn av mindre refleksjon av solenergi, skulle det forventes større temperaturstigning om dagen enn om natten. Imidlertid viser observasjonene økt temperatur om natten.

Flere andre forskere har studert trender for solaktivitet og kosmisk stråling for å undersøke om dette kan forklare den observerte globale oppvarmingen. Klimaforskerne Mike Lockwood (1954–) og Claus Fröhlich, fra henholdsvis Storbritannia og Sveits, oppsummerte dette slik i 2007: «Våre resultat viser at den observerte hurtige økningen i global middeltemperatur etter 1985 ikke kan tilskrives solar aktivitet samme hva slags mekanisme som inngår og samme hvor mye solarvariasjon blir forsterket». Allikevel mener de at dette kan være meget interessant om slike mekanismer eksisterer, særlig fordi det kan forklare tidligere tiders klimaendringer.

Ultrafiolett stråling

Ultrafiolett stråling sendes ut fra solen og er vesentlig i prosessen for dannelse og endring av ozon i stratosfæren. Det meste av energien i den ultrafiolette strålingen absorberes i ozonlaget. Det er kjent at ultrafiolett stråling varierer med solens sykluser, noe som igjen endrer konsentrasjonen av O₃,temperaturen og sirkulasjonene i stratosfæren.50 kmopp i atmosfæren kan dette gi en endring på1 °Cglobalt.

Det meste av atmosfærens masse befinner seg i troposfæren, i laget under stratosfæren. Klimaforskere vil da se etter en påvirkning fra endringer av sirkulasjoner i stratosfæren til troposfæren. Målinger har vist at uvanlige sirkulasjoner i stratosfæren kan påvirke troposfæren. Hvordan dette skal kunne bre seg nedover i troposfæren og påvirke strømningene der, er noe det bare foreligger hypoteser for. Med ultrafiolett stråling, som med kosmisk stråling, gjelder det at en påvirkning ikke kan utelukkes, men at det uansett kommer i tillegg til andre strålingspådriv.

Se også

• Planeters evne til å opprettholde liv
• Fysiske konsekvenser av global oppvarming
• Antidrivhuseffekt
• Hockeykøllegrafen
• Klimapolitikk

Noter

Type nummerering

Litteratur

• Grønås, Sigbjørn (2011).Hvordan klimaet kan endres – en innføring.Bergen: Geofysisk institutt,Universitetet i Bergen.
• Stordal, Frode (1993).Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt.Oslo: Universitetsforl.ISBN8200408035.
• Hartmann, Dennis L. (1994).Global Physical Climatology.San Diego, California, USA: Academic Press.ISBN0-12-328530-5.
• Barry, Roger G. og Chorley, Richard J. (2003).Atmosphere, Weather and Climate(Åttende utg.). London, Storbritannia: Routledge.ISBN0-203-44051-X.CS1-vedlikehold: Flere navn: forfatterliste (link)
• Wallace, John M. og Hobbs, Peter V. (2006).Atmospheric Science – An Introductory Survey(Andre utg.). Elsevier.ISBN978-0-12-732951-2.CS1-vedlikehold: Flere navn: forfatterliste (link)
• Houghton, John (2009).Global warming – The Complete Briefing(Andre utg.). Cambridge University Press.ISBN978-0-521-70916-3.
• Stocker, T. Thomas., m.fl. (2014).Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change(på engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change.CS1-vedlikehold: Flere navn: forfatterliste (link)

Eksterne lenker

• Multimedia om drivhuseffekten(forskning.no)
• Klima- og forurensningsdirektoratet om klima(klif.no)
• Klima- og forurensningsdirektoratet om FNs klimapanel(klif.no)
• Miljøstatus i Norge: Drivhuseffekten
• Miljøstatus i Norge: Klima