Introduksjon. Klimasensitivitet

Transkript

1 1. Introduksjon I løpet av det siste hundreåret har gjennomsnittstemperaturen på jorden steget 0,8 C, og ifølge FNs klimapanel er det svært sannsynlig at den temperaturstigningen vi har observert siden midten av 1900-tallet skyldes økt drivhusgassinnhold i atmosfæren. Det er mer CO 2 og metan i atmosfæren nå enn i noen annen periode de siste årene. Den totale økningen siden den industrielle revoulusjon, rundt 1750, skyldes hovedsakelig utslipp ved bruk av fossilt brensel, jordbruk og endringer i arealutnyttelse. Videre slår panelet fast at det er svært sannsynlig at temperaturen vil stige med mellom 1,1 og 6,4 C de neste hundre årene (IPCC, 2007). Økt drivhuseffekt alene er ikke tilstrekkelig til å forklare verken den temperaturstigningen vi har sett eller den vi vil komme til å se. Energibalansen ved toppen av atmosfæren for det totale jord-atmosfære-systemet avhenger av tre ting: Hvor mye kortbølget stråling som kommer in fra solen, hvor mye av denne strålingen som reflekteres, og hvor mye langbølget stråling som sendes ut. Hvis vi ser bort fra endringer i solinnstråling, som er små over den tidsskalaen vi snakker om i dette tilfellet, vil dette si vi kan begrense problemstillingen til å studere endringer i systemets refleksjonsevne og endringer i langbølget utstråling (Hartmann, 1994) Klimasensitivitet Klimasensitivitet beskriver forholdet mellom en drivkraft et pådriv og den klimaendringen dette medfører. Ofte defineres dette utfra hvor mye den globale gjennomsnittstemperaturen vil stige hvis CO 2 -innholdet i atmosfæren fordobles i forhold til preindustrielt nivå. Dersom vi tenker oss at vi dobler CO 2 -innholdet i atmosfæren fra 300 til 600 ppm, og beregner den endringen dette medfører i langbølget utstråling, forutsatt at forhold som temperatur- og fuktighetsfordeling opprettholdes, finner vi at den langbølgede utstrålingen minker med 4 W/m 2. Dette er nok til å øke gjennomsnittstemperaturen ved jordoverflaten med omtrent 1 C, men kan ikke forklare de temperaturendringene vi har sett opp gjennom tidene. (Hartmann, 1994) Dette viser at økt drivhuseffekt i seg selv ikke er den eneste faktoren påvirker jordens temperatur, og at det dermed må finnes andre mekanismer som øker klimaets sensitivitet. 2

2 1 2. Tilbakekoblingsmekanismer Den direkte effekten av økt konsentrasjon av drivhusgasser i atmosfæren er høyere temperatur. Som et resultat av at temperaturen stiger, oppstår det indirekte effekter som er med på å heve eller senke temperaturen ytterligere. Ved å inkludere faktorer som vanndamp, skyer og andre atmosfæriske forhold, samt elementer som påvirker jordens refleksjonsevne, kan den observerte temperaturstigningen langt på vei forklares. Prosesser som påvirker klimaets sensitivitet på denne måten, kalles tilbakekoblingsprosesser. Dette er systemets evne til å justere responsen på den opprinnelige drivkraften. Tilbakekoblingsmekanismer som øker utslaget betegnes som positive, og mekanismer som fører til redusert respons som negative (for eksempel Hartmann, 1994). Tilbakekoblingsprosessene i klimasystemet har er av ulik størrelse og fortegn, mange av dem usikre, og dette er noe av grunnen til variasjonen i klimamodellenes fremtidsprognoser. Soden og Held (2006) sammenlignet tilbakekoblingseffekter i 14 forskjellige, koblede klimamodeller og fant at vanndamp utgjorde den største positive tilbakekoblingen Mekanisme Vanndamp Skyer Overflatealbedo Vertikal temperaturgradient (eng: lapse rate) Effekt [W/m 2 /K] i samtlige modeller. Tilbakekoblingseffekten fra skyer og overflatealbedo var også positiv i alle modellene, mens den eneste negative effekten kom av det faktum at høyere temperatur fører til økt langbølget utstråling, både gjennom generelt høyere temperatur og gjennom endring i atmosfærens vertikale temperaturgradient. Tabell 1.1. viser gjennomsnittsstørrelsen av ulike bidrag i de 14 modellene. 1,8 0,68 0, Tabell 1.1. Effekten av utvalgte tilbakekoblingsmekanismer. Kilde: Soden, Vanndamp Vanndamp er den viktigste naturlige drivhusgassen (Hartmann, 1994). Industriell aktivitet medfører økte utslipp av vanndamp til atmosfæren, men sammenlignet med andre endringer i strålingspådriv, er denne effekten så liten at den kan neglisjeres. Imidlertid utgjør den indirekte effekten naturlig endring av atmosfærens vanndampinnhold, som et resultat av menneskeskapt endring av drivhusgassinnholdet i atmosfæren den sterkeste tilbakekoblingen ved klimaendring 3

3 (IPCC, 2007). Når temperaturen stiger og den langbølgede innstrålingen fra atmosfæren til jordoverflaten øker, vil en stor del av den ekstra energien som tilføres, gå med til å fordampe vann, i tillegg til å øke temperaturen. Metningsvanndamptrykket øker når temperaturen stiger, og varm luft kan inneholde en større mengde vanndamp enn kaldere luft ved samme relative fuktighetsnivå. (Wallace & Hobbs, 1977) Observasjoner viser at den relative fuktigheten i atmosfæren jevnt over endrer seg lite, til tross for stor sesongvariasjon i temperatur ved midlere og høyere breddegrader (Hartmann, 1994). Derfor er det naturlig å anta at mengden vanndamp, den spesifikke fuktigheten, i troposfæren vil øke etterhvert som den globale gjennomsnittstemperaturen stiger. På grunn av vanndampens funksjon som drivhusgass, vil dette føre til ytterligere oppvarming en positiv tilbakekoblingseffekt. Denne effekten er skissert i figur 1. Dersom fordelingen av relativ fuktighet i atmosfæren holder seg som nå, samtidig som temperatur og vanndampinnhold øker, vil vanndampens tilbakekobling nesten doble klimaets sensitivet i forhold til hva som ville være tilfelle uten denne effekten (UCCF, 2003). Usikkerheten i vanndampens tilbakekoblingseffekt ligger hovedsakelig i hvorvidt fordelingen av relativ fuktighet vil kunne forandre seg etterhvert som klimaet endrer seg. På stor skala og over tidsrom på flere år tilsier både observasjonsdata og H 2 O H 2 O H 2 O Figur 1. Vanndampens tilbakekoblingseffekt. Høyere temperatur fører til mer vanndamp i atmosfæren, som igjen fører til større drivhuseffekt og høyere temperatur. P [hpa] ºS 30ºS 0º 30ºN 60ºN [W/m 2 /K/100 hpa] Figur 2. Vanndampens tilbakekoblingseffekt er størst i den øvre troposfæren over ekvatornære strøk, som vist i rødt. Etter Soden,

4 dagens klimamodeller at dette ikke vil være tilfellet. Imidlertid vil det være lokale og sesongmessige forskjeller, og det finnes også regionale og vertikale strukturer som modellene foreløpig ikke er i stand til å fange opp (UCFF, 2003). Som indikert i figur 2, vil vi kunne vente største effekt av variasjon i vanndampmengde i den øvre delen av troposfæren over tropiske strøk. I tropene er drivhuseffekten sterk, og kraftig storskala oppstigning og nedsynkning opprettholder sterke kontraster i det relative fuktighetsnivået i den øvre troposfæren. Sannsynligvis utgjør fordelingen av våte og tørre regioner i denne delen av atmosfæren det aller største usikkerhetsmomentet ved beregning av vanndampens tilbakekoblingseffekt (UCCF, 2003). Menneskeheten påvirker også vanndampinnholdet i atmosfæren ved å slippe ut metan. Den viktigste nedbrytningsprosessen for metan er reaksjon med atmosfærisk OH-, der vann er et av sluttproduktene. En del av denne nedbrytningen finner sted i den øvre stratosfæren, der det i utgangpunktet er ekstremt tørt. Myhre et al., 2007, beregnet strålingspådrivet fra metanforårsaket vanndamp i stratosfæren til å tilsvare % av metanets samlede drivhuseffekt. 3. Vertikal fordeling av temperatur og vanndamp Styrken av jordens drivhuseffekt avhenger av det faktum at temperaturen synker oppover i troposfæren, slik at den langbølgede utstrålingen fra vanndamp og skyer i den kaldere, øvre troposfæren er mindre enn den er fra den varme jordoverflaten. Den vertikale temperaturgradienten (engelsk: lapse rate) bestemmes av strålingsprosesser, storskala dynamikk og konveksjon. Det pseudoadiabatiske kartet i figur 3 a viser temperaturutviklingen langs de fysisk bestemte, adiabatiske kurvene for tørr og vanndampmettet luft. Strålingsprosessene bidrar generelt til å avkjøle atmosfæren og å varme opp jordoverflaten, mens konveksjon og annen sirkulasjon transporterer varme oppover i atmosfæren. Hvis vi antar at ingen andre forhold endres, vil en sterkere temperaturgradient større temperaturreduksjon med høyden medføre sterkere drivhuseffekt, med påfølgende oppvarming av jordoverflaten (figur 3 b). Når klimaet blir varmere, vil imidlertid en stor del av den energien som tilføres overflaten bidra til å øke fordampningen heller enn til å øke overflatetemperaturen. Spesielt vil dette være tilfellet ved lave breddegrader. I tropene følger den vertikale temperaturgradienten generelt den fuktigadiabatiske gradienten, som 5

5 a) P [hpa] 200 z [km] Fuktigadiabatisk Tørradiabatisk T [ºC] b) Anta temperaturøkning ved overflaten og avkjølning i den øvre troposfæren: T 0 øker => T 0 -T TOA øker. Dette medfører redusert strålingstap; en positiv tilbakekoblingseffekt. z TOA TTOA z TOA TTOA - ΔT ΔT + z 0 T 0 z 0 T 0 + c) I tropene, fuktigadiabatisk skiktning: T 0 øker => T 0 -T TOA minker. Dette medfører økt strålingstap; en negativ tilbakekoblingseffekt. z TOA TTOA z TOA TTOA + ΔT ΔT - z 0 T 0 z 0 T 0 + Atmosfærens vertikale temperaturgradient. Figur 3. a) Pseudoadiabatisk kart med kurver for fuktigadiabatisk og tørradiabatisk forflytning. b) Positiv tilbakekoblingseffekt: Forsterket temperaturreduksjon med høyde. c) Negativ tilbakekoblingseffekt: Redusert temperaturreduksjon med høyde. 6

6 minker når temperaturen stiger (figur 3 c). Den latente energien som finnes i vanndampen vil frigis lengre oppe i atmosfæren, med det resultat at den vertikale temperaturgradienten reduseres. Derfor ventes tilbakekoblingseffekten knyttet til den vertikale fordelingen av temperatur og vanndamp å være negativ i tropene. På høyere bredder konkluderer flertallet med at den vil være positiv. For jorden og atmosfæren totalt sett er dette likevel en negativ tilbakekoblingseffekt. (UCCF, 2003) Forutsatt at fordelingen av relativ fuktighet ikke endres, vil vanndampens tilbakekoblingseffekt delvis oppveies av den negative effekten knyttet til endringer i vertikal temperaturgradient. Disse forholdene er i alle tilfeller nært knyttet til hverandre. Med varmere luft i høyden, kan vi også regne med mer vanndamp der. Dermed vil den reduserte drivhuseffekten forårsaket av svakere vertikal temperaturgradient, og den økte drivhuseffekten forårsaket av mer vann, delvis motvirke hverandre. (UCCF, 2003) 4. Skyer Skyer har to, motstående effekter på klimasystemet. De reflekterer solstråling tilbake til verdensrommet og bidrar på den måten til å kjøle ned jorden. På den annen side absorberer de og sender ut igjen varmestråling, på samme måte som drivhusgasser og partikler. Hvilken av disse to effektene som har størst betydning, avhenger av hva slags skyer det dreier seg om, av vanninnholdet i skyene, av hvilken høyde de ligger i og av hvor på kloden de befinner seg. Tynne cirrusskyer høyt oppe i atmosfæren bidrar totalt sett til å varme opp jorden. Selv om disse skyene også reflekterer stråling, kan vi med det blotte øye se at de slipper gjennom mye lys. Fordi disse skyene ligger så høyt oppe, er temperaturforskjellen mellom dem og jordoverflaten stor. Derfor bidrar den langbølgede strålingen de sender ut, til sterk avkjølning. Lave, tykke skyer har motsatt effekt, ved at de i mye større grad hindrer kortbølget stråling i å nå jordoverflaten. Og i og med at toppen av slike skyer ligger forholdsvis lavt, er avkjølningseffekten som et resultat av langbølget utstråling, mindre enn for høyereliggende skyer. Effekten av skyhøyde er vist i figur 4. Skyenes geografiske plassering har også betydning for nettostråling. Hvis skyene ligger på natt- eller polarnattsiden av jorden, vil de overhodet ikke motta kortbølget stråling fra solen. I disse tilfellene har ikke albedoeffekten noen betydning, og skyene bidrar kun til oppvarming. Til enhver tid er omtrent 60 % av jordkloden dekket av skyer. Skyer står derfor for en stor del av jordens samlede albedo. Ifølge Hartmann (1994) dreier det seg om 7

7 en fordobling av refleksjonsevnen fra 15 % for en skyfri klode til 30 % i den reelle verden. Reduksjonen i langbølget ustråling fra jord-atmosfære-systemet er imidlertid nesten like stor. Totalt sett gir dette et negativt bidrag; skyer har per i dag en avkjølende effekt på verdensbasis. (IPCC, 2007) a) b) Temp L sky R ut R inn L sky L sky R inn R ut L sky T lav sky - T jord T høy sky - T jord R jord R jord L jord L jord Figur 4. Tilbakekoblingseffekten av cirruskyer og lavereliggende skyer a) Cirrusskyer slipper helt tydelig gjennom mer kortbølget stråling enn tykkere, lavereliggende skyer. b) Strålingsbudsjett for de samme skytypene. For høytliggende, tynne skyer, vil lav temperatur og høy grad av gjennomskinnelighet gjøre at oppvarmingseffekten er viktigst. Lave skyer vil derimot hindre mer av den innkommende strålingen fra solen i å nå jorden og totalt sett bidra til avkjøling. 8

8 Dette betyr ikke nødvendigvis at mer skyer i et varmere klima vil ha samme effekt. Skyer utgjør det største usikkerhetsmomentet ved beregning av fremtidens klima (IPCC, 2007). Ikke bare er størrelsen av skyenes tilbakekoblingseffekt usikker, men fortegnet kan være både positivt og negativt. Hartmann (1994) viser til at en 10 % endring i jordens skydekke vil bety like mye for klimaet som en fordobling av CO 2 - konsentrasjonen i atmosfæren. Dette vil nødvendigvis avhenge av hva slags skyer endringen oppstår i. Så å si en hvilken som helst endring av skyer - type, plassering, vanninnhold, beliggenhet, partikkeltype eller levetid - vil påvirke skyens bidrag til nedkjøling eller oppvarming av jorden. Som et eksempel på dette, trekker UCCF (2003) frem hvordan ulik behandling av lave stratusskyer over havområdene i to klimamodeller, er hovedårsaken til at klimasensitiviteten for CO2-dobling varierer fra bare 2 C i den ene (NCAR) til nærmere 4 C i den andre (GFDL). Mange av prosessene som styrer skyenes tilbakekoblingseffekt foregår på en skala som er mye mindre enn hva dagens klimamodeller kan fange opp, noe som naturlig nok også bidrar til usikkerhet. En ytterligere årsak, er manglende observasjonsgrunnlag. Mens vi kan måle strålingsbalansen ved toppen av atmosfæren, kan vi ikke på samme måte observere strålingsprosessene innad i atmosfæren. Vi har ikke mulighet til å kontrollsjekke modellenes fremstilling av samtlige prosesser, og dette hindrer en fullstendig forståelse av skyenes tilbakekoblingseffekt. (UCCF, 2003) Effekten av skyer kan på ingen måte holdes adskilt fra andre former for tilbakekobling. Dannelse og oppløsning av skyer er tett knyttet til vanndampmengden i atmosfæren, særlig i den øvre troposfæren. Også skyene strålingseffekt, den vertikale temperaturprofilen, aerosolinnholdet, konveksjon og nedbørdannelse er forhold som påvirker hverandre. Tilbakekoblingen mellom skyer og isdekke i polarområdene er også viktig å ta med i regnskapet. Skyer påvirker varmeutvekslingen ved overflaten og påvirker på den måten isdannelse og issmelting. (UCCF, 2003; IPCC, 2007) 5. Snø og is Snø og is dekker store deler av kloden, særlig i vintersesongen på den nordlige halvkule. Snødekket er arealmessig den største komponenten i kryosfæren. I en gjennomsnittsvinter dekker sesongsnøen på det meste 47 millioner kvadratkilometer (NSIDC). Dette har flere viktige klimaeffekter. Aller størst betydning har snøens og isens refleksjonsevne, men viktig er også varme- og fuktighetsutvekslingen ved overflater som er, eller ikke er, dekket av snø og is, såvel som konsekvensene av slik utveksling. (Hartmann, 1994; UCCF, 2003) 9

9 Variasjonen i jordens albedo gjennom året styres i stor grad av snødekket, selv om vegetasjon også har en viss betydning. Ved høye breddegrader spiller også solhøyden i de ulike sesongene en rolle. I polarområdene er havoverflatens albedo typisk 10 %, mens sjøis ved samme bredde gjerne er 60 %. Tilsvarende forskjell finner vi mellom barskog og snø. (Hartmann, 1994) Albedoeffekten er den viktigste tilbakekoblingseffekten forbundet med snø og is. Istider er for eksempel selvforsterkende i så måte, og dette regnes for å være en av forklaringene på hvordan de har kunnet oppstå og utvikle α snø = 0.6 α snø&jord = 0.4 α jord = 0.2 Tilbakekoblingseffekten av Figur 5. endring i snø- og isalbedo. Høyere temperatur fører til issmelting, som minker overflatens refleksjonsevne og dermed leder til videre temperaturstigning. seg (Hartmann, 1994). Når planeten blir kaldere, vil det legge seg snø og is over en større del av overflaten, og bakken reflekterer dermed mer av den innkommende solstrålingen. Dermed tas det opp mindre energi, det blir kaldere, og det dannes enda mer hvit, høyreflekterende, snø og is. I og med at polområdene mottar mindre innstråling enn områder som ligger nærmere ekvator, øker betydningen av overflatens refleksjonsevne når snø- og isdekket etterhvert som snøen legger seg ved lavere breddegrader. Når det blir varmere, slik at snø og is smelter, går spiralen i motsatt retning, som vist i figur 5. Høyere temperatur i atmosfæren og i havet fører til mindre snø og is, slik at mer solstråling absorberes ved jordoverflatne i stedet for å reflekteres, med stigende temperatur som resultat. Dette er altså en positiv tilbakekoblingsprosess, som forsterker strålingspådrivet. Størrelsen av effekten er imidlertid usikker, og isalbedoens tilbakekoblingsprosess i polarområdene er nært knyttet til skyprosesser og havets varmetransport. (UCCF, 2003) At jordens albedo øker med breddegrad, skyldes ikke utelukkende snø og is. Både mer skyer og det faktum at refleksjonsevnen øker når solhøyden er lav, spiller inn. Derfor vil en reduksjon i snø- og isdekket ved høye bredder ha mindre betydning for jordens samlede albedo enn det ellers ville ha hatt. (Hartmann, 1994) Snø og is har som nevnt også stor betydning for utvekslingsprosessene ved overflaten. Dekket isolerer underlaget og atmosfæren mot hverandre, og ved smelting vil det også være en ferskvannskilde. Redusert isdekke, særlig om sommeren, bidrar til økt oppvarming, ved at utstråling og utveksling av latent og følbar varme mellom havet og atmosfæren øker. Endringer i disse fluksene vil kunne påvirke temperatur, fuktighet og bevegelser i atmosfæren, hvilket har betydning for skyenes egenskaper, 10

10 noe som igjen vil kunne endre strålingsregnskapet. Det at sjøis frigir ferskvann ved smelting, kan endre lagdeling og stabilitet i vannmassene, og dermed påvirke nedsynkning og dypvannsdannelse. (UCCF, 2003; IPCC, 2007) Både størrelsen og fortegnet til mange av de polare tilbakekoblingsprosessene er beheftet med betydelig usikkerhet. Mye av dette henger sammen med usikkerhet rundt tilbakekoblingseffekten av skyer, og samvirkningene mellom skyer og de andre elementene. Så langt anslås effekten av hver enkelt av tilbakekoblingsprosessene forbundet med snø, is og skyer i polare strøk å være positive. (UCCF, 2003) 6. Karbonsyklusen Verdenshavene og vegetasjonen på land har til nå tatt unna nesten halvparten av all den CO 2 menneskeheten har sluppet ut. På den måten dekker naturen over for oss, og det blir ikke like varmt som det ellers ville ha blitt. Konsentrasjonen av CO 2 i atmosfæren har økt fra 280 til 380 ppm siden den industrielle revolusjon. Hadde det ikke vært for opptak i havet, ville konsentrasjonen ha vært omtrent 430 ppm, med tilsvarende høyere temperaturstigning som resultat (IPCC, 2007). Karbonsyklusen påvirkes av flere ulike former for CO 2 -håndtering. Både på land og i havet tar plantene opp CO 2 gjennom fotosyntes. I havet vil også kjemiske prosesser bidra til å omdanne CO 2 til andre stoffer, som kan fraktes unna og lagres. Etter hvert som drivhusgassinnholdet i atmosfæren øker og temperaturen stiger, samtidig som nedbørmønstre endres, må vi imidlertid være forberedt på at utvekslingen av karbon mellom atmosfæren og hav-land-systemet også vil kunne forandre seg. Oppvarming reduserer vegetasjonens og havets opptak av atmosfærisk CO 2. I havet kan endringer både av temperatur og av sirkulasjon påvirke muligheten for lagring av karbon. Løseligheten til CO 2, og den grad gassen reagerer med andre stoffer og danner andre karbonformer, minker med når det blir varmere. Derfor kan vi vente at en økende andel av de drivhusgassene vi slipper ut, vil bli værende i atmosfæren, og at et gitt utslipp vil medføre en større klimaendring enn tidligere. I og med at disse forholdene på langt nær er fullverdig representert i klimamodellene, varierer styrken av effekten mye fra modell til modell (IPCC, 2007). At klimaet påvirker vekstforhold og dermed vegetasjon, er opplagt. Men økosystemene på jorden påvirker også klimaet, hovedsakelig gjennom utveksling av varme, vann, bevegelsesmengde og gasser som CO2. Endringer i plantesammensetning kan for eksempel påvirke områdets albedo og overflatens ruhet, i tillegg til rene planteegenskaper som bladareal og rotdybde. På den måten endres energifluksene og de biokjemiske og hydrologiske syklusene, og vi får en 11

11 tilbakekoblingseffekt som går begge veier. (UCCF, 2003) Usikkerhet i det biologiske systemet på land er et nøkkelspørsmål. Vi vet ikke hvor stor effekt vegetasjonsendring har på klodens CO 2 -utslipp. Når det gjelder utslipp av metan, der 70 % er knyttet til biologiske prosesser, kjenner vi heller ikke omfanget av de ulike kildene nøyaktig (IPCC, 2007). Det at vi mangler en fullstendig oversikt over den betydningen disse prosessene har i dag, gjør det vanskeligere å forutse hvordan de vil påvirke den fremtidige utviklingen. Størrelsesforholdene bidrar til å komplisere arbeidet. Alt fra porene i et enkelt løvblad, til jordoverflatens regionale struktur er ledd i dette regnestykket. (UCCF, 2003) Det biologiske opptaket av CO 2 både i havet og på land avhenger av lysforholdene. Dette innebærer en kobling mellom skydekket og CO 2 -opptaket i biosfæren. At stigende temperatur kan føre til en økning i veksten av phytoplankton i havet, er et annet moment (UCCF, 2003). Her finnes det med andre ord en mulig negativ tilbakekobling. Imidlertid avhenger havets rolle som omfattende CO 2 -sluker av dets evne til å transportere CO 2 bort fra overflaten og nedover i dypet. Dette vil bli diskutert i et senere avnsnitt Permafrost Permafrostområder utgjør en klimamessig svært viktig del av karbonsyklusen. I dag har omtrent en femtedel av landområdene på jorden is eller permafrost (ACIA, 2004). Dette er områder der temperaturen i bakken er lavere enn 0 C gjennom hele året, bortsett fra i et tynt lag øverst det aktive laget som tiner hver sommer. Nedbrytning av permafrost innebærer at en del av det aktive laget ikke fryser igjen om vinteren. CH 4 Samlerapporten ACIA - Impacts of a Warming Arctic (ACIA, 2004) tar for seg klimaendringenes konsekvenser for natur og kultur i nordområdene. Der påpekes det at store deler av permafrosten befinner seg så vidt under frysepunktet. Derfor skal det ikke så mye til før den tiner. Når permafrost brytes ned, har det både lokale, regionale og globale konsekvenser. Tinende permafrost endrer vekstvilkårene for plantene i området, en kobling som går begge veier. Skog bidrar for eksempel til å holde temperaturen i jorden lav, fordi CO 2, CH 4 CO 2, CH 4 Tilbakekobling ved tining Figur 6. av permafrost. Sterkere drivhuseffekt forsterker tineprosessen sommerstid. Dette fører til utslipp i form av CO 2 og metan. Metan er på molekylbasis en mer effektiv drivhusgass en CO 2, og store metanutslipp kan gi en svært sterk og uforutsigbar tilbakekobling til klimasystemet. 12

12 de store trekronene hindrer solen i å trenge ned til bakken. Når grunnen tiner, og trær som mister rotfestet velter, øker solinnstrålingen til bakken, og grunnen tiner enda lettere. Tilsvarende effekter gjelder for mose og andre vekster som isolerer bakken. (ACIA, 2004) Den viktigste tilbakekoblingsmekanismen knyttet til tining av permafrost, er likevel forbundet med de store karbonmengdene som ligger pakket ned i dette fryselageret. Etter hvert som isen i jorden tiner, vil organisk materiale begynne å råtne, og dermed frigis drivhusgassene CO 2 og metan til atmosfæren. Dette bidrar til videre temperaturstigning, med mer utstrakt nedbrytning av permafrosten som resultat, som vist i figur 6. De fleste våtmarkene i permafrostområder er torvmyrer. Dybden av vannspeilet i myrene avgjør om de absorberer eller slipper ut karbon. Det vil si at vi også må ta hensyn til usikkerhet rundt fremtidig vanntilgang i disse områdene. Grunnvannshøyde og -dybde avhenger både av nedbør og temperatur. Enkelte studier konkluderer med at dersom vanninnholdet i de nordlige torvmyrene reduseres, vil de kunne gå over fra å være CO 2 -kilder til å ta unna gassen fra atmosfæren. På den annen side går nedbrytningen av organisk materiale raskere ved høyere temperatur, noe som lett tilsier en økning i karbonutslippet. Dersom grunnvannsnivået stiger, samtidig som temperaturen øker, kan vi vente økte utslipp av metan. Metan er en svært effektiv drivhusgass, og omfanget av en akselererende tilbakekoblingsprosess ved metanutslipp fra tinende permafrost, utgjør et betydelig usikkerhetsmoment. (ACIA, 2004) 7. Havets rolle 7 1. CO -lagring 2 Havet er et stort CO 2 -sluk. Som nevnt i avsnittet om karbonsyklusen, har havet både en kjemisk og en biologisk evne til å ta opp CO 2. Vel så viktig er likevel den fysiske evnen til å frakte sluttproduktene bort fra overflaten. Havets rolle som luftrenser ligger i at CO 2 fra atmosfæren løses opp som ioner og følger med havstrømmene gjennom verdenshavene, i en sløyfe som bringer vann fra overflaten og ned i dypet i Nord-Atlanteren og i Sørishavet, før det transporteres langs bunnen mot ekvator og kommer opp igjen i andre deler av verden, der det igjen følger overflatestrømmene mot polområdene for å synke på nytt. 13

13 Ved en gitt CO 2 -konsentrasjon i atmosfæren kan kaldt vann inneholde mer CO 2 enn varmt vann (Garrison, 1996). Når havet kjøles ned på vei nordover i Atlanterhavet, vil det ta opp mer CO 2. Derfor er Nord-Atlanteren et sluk, der synkende vann bringer CO 2 nedover i dypet og bort fra atmosfæren. I de ekvatornære områdene, der vannet blir varmet opp når det igjen kommer opp til overflaten, frigis CO 2. Så lenge systemet er i naturlig balanse, vil det tas opp like mye CO 2 om det frigis. Studier har imidlertid vist at CO 2 -opptaket fra atmosfæren over Nord-Atlanteren har avtatt, og at reduksjonen kan skyldes at havstrømmene sørfra nå bringer med seg vann som i større grad enn tidligere allerede er mettet med antropogent CO 2 (Olsen et al., 2006). I utgangspunktet kan havet ta opp enorme mengder CO 2, som kan reagere med kalksedimenter og spaltes opp. Men dette forutsetter altså transport nedover i dypet, og denne transporten tar tid. Vannet på bunnen av det nordtlige Stillehavet har ikke vært i kontakt med overflaten på omtrent tusen år. Hvis endringer i havet skulle føre til høyere CO 2 -innhold i atmosfæren - enten fordi mer frigis eller fordi det tas opp mindre - vil vi kunne få en sterk positiv tilbakekobling og et klima som er mye varmere enn dagens modeller tilsier (IPCC, 2007) Varmelagring Utover havets biogeokjemiske effekt, ligger innvirkningen på atmosfæren, og dermed på klimaet, i overflatetemperaturen. Havets overflatetemperatur bestemmes av varmeopptaket fra atmosfæren, av lagdeling i den øverste delen av havet som igjen avhenger av temperatur, saltinnhold og vind og av havstrømmer, som delvis drives av atmosfæren. Havtemperaturen er på sin side en grensebetingelse for atmosfæren, og påvirker både storskala vindmønstre og stormbaner, samt isforhold. (UCCF, 2003) Tilbakekoblingene mellom hav og atmosfære involverer alle spektre av havets dynamikk, med omveltning, blanding og lagdeling i de øverste vannmassene, så vel som transport av varme og ferskvann horisontalt og vertikalt. Store deler av havets tilbringerbelte drives av vinden, gjennom adveksjon og oppstrømming i det øverste laget. Havet påvirker igjen vinden, som driver havet videre. Enhver endring i disse forholdene vil kunne føre til endringer i resten av systemet. (UCCF, 2003) Med dagens klima foregår det dypvannsdannelse i to havområder: i Nord-Atlanteren og i Sørishavet. Dypvanndsdannelsen i Nord-Atlanteren vil kunne svekkes av ferskere overflatevann, fra mer nedbør, økt avvrenning og mer issmelting. IPCC (2007) konkluderer med at det er svært sannsynlig at den meridionale havsirkulasjonen i Nord-Atlanteren - Golfstrømmen - vil svekkes med omtrent 25 % i løpet av dette århundret. Dette representerer en negativ, regional tilbakekobling i våre områder, der 14

14 temperaturen vil stige litt mindre enn den ellers ville ha gjort. Issmelting på stor skala vil kunne føre til tilbakekoblingseffekter av en størrelse vi ikke kjenner. Usikkerhet rundt smeltevannstilførsel fra iskappen på Grønland gjør det umulig å utføre pålitelige beregninger av havsirkulasjonen mer enn hundre år fremover i tid (UCCF, 2003). 8. Oppsummering Samspillet mellom ulike deler av jord-hav-is-atmosfære-systemet er opphav til usikkerhet i dagens klimaprognoser. Det er lett å konkludere med at økt drivhuseffekt fører til høyere temperatur, og FNs klimapanel fastslår at temperaturen med 90 % sannsynlighet ikke vil stige med mindre enn 1 grad det neste hundreåret (IPCC, 2007). Resultatene av denne temperaturstigningen er ikke like enkle å forutse, og når vi kommer til spørsmålet om resultatene av resultatene, begynner oppgaven å nærme seg det umulige. Usikkerhet i de enkelte tilbakekoblingseffektene og i enda større grad i samvirkninger mellom tilbakekoblingseffektene er hovedårsaken. Vi vet at økende drivhuseffekt endrer energibalansen ved toppen av atmosfæren, og at dette medfører forandringer i hele jord-atmosfære-systemet. For å kunne vurdere hvilket resultat dette vil ha for temperaturen ved jordoverflaten, må vi også ta hensyn til prosesser som påvirker fordelingen av den ekstra energien. Dette er det langt vanskeligere å kvantifisere (UCCF, 2003). Ulike klimamodeller gir svært ulike estimater av de forskjellige tilbakekoblingseffektene i klimasystemet. I særlig grad gjelder dette mekanismer knyttet til skyer, havets varmeopptak og karbonsyklusen. Beregninger av klimaendringer etter år 2050 avhenger i svært stor grad av hvilken klimamodell som benyttes, naturlig nok i tillegg til hvilket utslippsscenario endringene beregnes for (IPCC, 2007). Bare ved å forstå kildene til usikkerhet bedre, vil vi kunne forbedre varslene av fremtidens klima. I tillegg er vi nok nødt til å akseptere at enkelte prosesser har så innfløkte effekter at vi aldri noensinne vil kunne klare å gjøre tilstrekkelig rede for dem alle. 15

15 Kilder ACIA, 2004: Impacts of a Warming Arctic. Arctic Climate Impact Assessment. Cambrigde University Press, Garrison, T., 1996: Oceanography. An Invitation to Marine Science. Wadsworth Publishing Company. Hartmann, D.L., 1994: Global Physical Climatology. Acacemic Press. Myhre, G., Nilsen, J.S., Gulstad, L., shine, K.P., Rognerud, B., Isaksen, I.S.A., 2007: Radiative Forcing due to Stratospheric Water Vapour from CH 4. Geophysical Research Letters, 34. NSIDC, National Snow and Ice Data Center, Internett page: sotc/snow_extent.html. Olsen, A., Omar, A.M., Bellerby, R.G.J., Johannessen, T., Ninnemann, U., Brosn, K.R., Olsson, K.A., Olafsson, J., Kivimae, C., Kringstad, S., Neill, C., Olafsdottir, S., 2006: Magnitude and Origin of the Antrhopogenic CO2 increase and 13/C Suess effect in the Nordic Seas since Global Biogeochemical Cycles, 20, GB Soden, B.J, Held, I.M., 2006: An Assessment of Climate Change Feedbacks in Coupled Ocean-Atmosphere Models. Journal of Climate, 19, Soden, B.J., Held, I.M., Colman, R., Shell, K.M., Kiehl, J.T., Shields, C.A., 2008: Quantifying Climate Feedbacks using Radiative Kernels. Journal of Climate, 21, UCCF, 2003: Understanding Climate Change Feedbacks. Panel on Climate Change Feedbacs, Climate Research Committeel, National Research Council. National Academies Press. Wallace, J.M., Hobbs, P.V., 1977: Atmospheric Science. An Introductory Survey. Academic Press. 16