9 Klima og drivhuseffekten

Klimavariasjoner og drivhuseffekten er viktig for alt liv på jorden. For å ta vare på jordens ressurser er det nødvendig å kjenne de fundamentale fysiske prosessene i atmosfæren som er avgjørende for vår felles framtid. I dette kapitlet skal vi i første rekke diskutere klima og drivhuseffekten.

Når du har gjennomgått kapitlet, skal du

• kunne gjøre rede for ulike komponenter i et klimasystem.
• kjenne til metoder som brukes for å få informasjoner om klimavariasjonene flere tusen år tilbake i tiden.
• kunne forklare klimautviklingen i forskjellige tidsperioder, spesielt istider.
• kunne gjøre rede for drivhuseffekten og energibalansen.
• kunne gjøre rede for de ulike drivhusgassene og deres kretsløp.
• forklare hvorfor himmelen noen ganger er blå, mens den andre ganger er helt grå.

Når det gjelder klima, tenker vi ofte på temperatur og nedbør, med andre ord på atmosfærens tilstand, eller på været. Men klimaet er mer komplisert enn dette. Det er derfor nødvendig å definere hva vi mener med klima og klimavariasjoner. Grovt sett er klimasystemet sammensatt av følgende 5 deler: atmosfære, hav, kryosfære, landmasse og biosfære.

Atmosfæren består av en rekke gasser. Nitrogen og oksygen er de viktigste (se tabell 6.1 Atmosfærens sammensetning). For noen av gassene er konsentrasjonen konstant i tid, mens andre viser varierende i mengde. Atmosfæren inneholder også vanndråper og vanndamp. Konsentrasjonen varierer sterkt både i tid og rom. I middel tilsvarer vannet og vanndampen et vannlag rundt jorden på ca 2,5 cm (H₂O = 2,5 cm). Vekten av atmosfæren tilsvarer et vannlag på ca. 10 meter.

Atmosfæren er den viktigste delen av klimasystemet, særlig med tanke på de menneskeskapte, "antropogene", forandringer. Temperaturen i troposfæren avtar med ca. 6,5 °C pr. km. Varme overføres fra jordoverflaten til atmosfæren ved konveksjon og termisk stråling (varmestråling). Temperaturen i stratosfæren (mellom ca. 15 og 50 km) øker med høyden. Dette skyldes i hovedsak absorpsjon av UV-strålingen fra solen (jfr. kapittel 6 Atmosfærens sammensetning og egenskaper).

Når vi angir sammensetningen av atmosfæren refererer vi til en standard atmosfære. Konsentrasjonen av de "små" gassene er gitt som ppm som betyr antall molekyler pr. million molekyler. Er konsentrasjonen ytterst liten, benyttes ofte ppb som står for antall molekyler pr. milliard (engelsk: "parts per billion").

I den lavere delen av atmosfæren kan det være store lokale variasjoner i sammensetningen. Jo kortere levetid en gass har, dess mer lokal vil virkningen av et gassutslipp være. Det ser vi tydelig når det gjelder biltrafikk og industri. Skal en gass ha virkning på global skala, må levetiden være så lang at gassen blandes gjennom hele atmosfæren. Både vanndamp og ozon varierer mye med hensyn til sted og høyde. For de andre gassene er blandingsforholdet i atmosfæren temmelig konstant opp til 80-90 km. En god del av atomene og molekylene i den øvre atmosfæren er ionisert. Selv om "ionisasjonsgraden" er liten, bare ca 10^-7 ved 100 km, er ionosfæren av stor betydning for vårt daglige liv (kapittel 8 Ionosfæren og nordlys).

De største variasjonene i klimasystemet finnes i atmosfæren. Det finnes mange prosesser i atmosfæren som bidrar til rask blanding, stor transport og høy variabilitet. Varmetransport mot polene er like stor i atmosfæren som i havet til tross for mye mindre varmekapasitet.

Det er i de senere år satt inn store ressurser for å registrere været. Til dette bruker en både faste og drivende met-stasjoner, værbøyer og i de siste årene flere og flere værsatellitter. Siktemålet er at en skal kunne forutsi når uværet kommer og hvor sterk det vil bli.

Koblingen mellom havet og atmosfæren er viktig. Havet absorberer en stor del av solstrålingen. Vann har stor varmekapasitet og derfor representerer havet et enormt energilager som vil dempe alle temperaturvariasjoner. Havets varmekapasitet er ca. 30 ganger større enn atmosfærens totale varmekapasitet. Årstidsvariasjonen i temperaturen i havet går ned til ca. 70 meter.

Havstrømmene transporterer store varmemengder fra områder omkring ekvator mot polene. De betyr mye for å opprettholde jordens varmebalansen.

Det øverste vannlaget vekselvirker med luften og sjøisen. Temperaturen har en utjevningstid på noen måneder. For de dypere lag derimot, er utjevningstiden mye lengre – ca.1000 år. Temperaturvariajoner i ekvatorielle havområder har stor betydning. De bestemmer i vesentlig utstrekning fordeling av nedbør og tørke over tropiske og subtropiske områder.

Is og snømassene på jorden kaller vi for kryosfæren. Mengden av snø og havis varierer betydelig med årstiden. Isbreene derimot varierer over lengre tidsrom. Snø og is reflekterer solstrålingen betydelig mer enn bar bakke. Kryosfæren er derfor viktig for jordens energibalanse, spesielt på høye breddegrader.

Foruten fast land omfatter landmasse også innsjøer, elver og grunnvannet. Disse er en varierende del av systemet. Jordoverflatens beskaffenhet er viktig. En vesentlig del av de partikler som påvirker klimaet (avsnitt 9.5.7), kommer fra jorden.

Biomassen omfatter plantene på land og i sjø og alt dyreliv. Den er i varierende grad følsom overfor klimaforandringer og kan selv påvirke klimaet. Biomassen er viktig for innholdet av blant annet karbondioksid og partikler i atmosfæren. Variasjoner i biomassen påvirker refleksjonsevnen til jorden og fordampningen som inngår i energibusjettet.

Klimaet defineres som den midlere tilstand av elementene atmosfære, hav, kryosfære, landmasser og biomasse, tatt over en periode på 30 år. Middelverdien alene er ikke noen fullgod definisjon for klimaet. I tillegg bør en ha et mål for variasjoner omkring middelverdien. Vi kan fremstille klimasystemet på flere måter. En måte er vist i figur 9.1.

Figur 9.1 En skjematisk fremstilling av klimasystemet. De gule skiltene antyder forandringer som kan oppstå. De sorte pilene viser vekselvirkninger mellom deler av klimasystemet mens de hvite pilene viser vekselvirkningen mellom jordsystemet og verdensrommet. De viktigste koblingene mellom klimaelementer er angitt med rødt.

Vi har ofte kalde eller milde vintrer, tørre eller fuktige somrer, osv. At to påfølgende vintrer ikke er like, tar vi som en naturlig ting. Det som vekker oppmerksomhet blant folk flest og i media, er ekstremsituasjoner som medfører materielle skader og tap av menneskeliv. De største ulykkene i vår tid skyldes gjerne ekstreme værforhold. Antall mennesker som ble drept i naturkatastrofer i perioden 1947-1980 knyttet til værrelaterte ulykker, er ca. 22.000 pr. år.

Tretten av de fjorten varmeste årene som er registrert, finner vi etter 1980. Vi har opplevd dager med ekstremt sterk vind. Høst- og vinterstormene på våre bredder er beskjedne sammenlignet med tropiske orkaner. Slike ekstreme stormer krever stadig flere ofre. Det at folketallet øker, tilsier en slik utvikling. Også omfanget av de materielle skadene øker. Temperaturen har steget mellom 0,3 og 0,6° C i perioden 1860 til 1990 (figur 9.2).

Temperaturutviklingen er ikke jevn. Vi har hatt både oppvarming og avkjøling. Men det er en trend i de globale registreringene. En temperturstigning på 0,5° C er signifikant. Temperaturdataene er avledet fra et enormt stort nett av værstasjoner. I de siste 30 årene er temperaturen også kontinuerlig målt med satellitter. Ulempen er at dataserien er kort.

Noen årsaker til temperaturvariasjonen ligger utenfor systemet atmosfære/hav. For eksempel kan vulkanutbrudd påvirke været globalt over kortere perioder. Naturfenomenet som kalles El-Niño er derimot en klimavariasjon der vekselvirkningen mellom hav og atmosfære er helt essensiell for at fenomenet skal oppstå. ( El Niño, på spansk: guttebarnet).

Fordypning: Vulkanutbrudd.

Fordypning: El Niño.

I de senere år er været – både regionalt og globalt – blitt noe vi diskuterer i stadig større grad. Klimaendringer ligger og lurer i bakgrunnen. De fleste av oss er nok mest interessert i endringer over kortere tidsrom.

Detaljerte målinger av temperatur, nedbør, skydekke, etc. har vi bare for det siste 100 årene. Går vi lengre bak i tiden, må vi basere oss på indirekte data som årringer i trær, sedimentprøver fra innsjøer og havet, iskjerner osv. I tillegg kan historiske beretninger være til hjelp. Utfra slike datasamlinger kan man kartlegge klimautviklingen på regionalt nivå. Noe har skjedd med klimaet siden 1900, som det ikke var mulig å forutsi for si 70 år siden. Det er ting som tyder på at forandringene kan bli større i neste århundre. Vi kan med stor sikkerhet slå fast at jordens befolkning vil øke betydelig. Selv ikke i Norge er folketallet konstant, – for 75 år siden bodde det 2,7 millioner, mot 4,5 millioner i år 2000. Hvordan vil en økende befolkning påvirke klimaet?

Moderne massemedier bringer ofte nyheter om klimakatastrofer. Derfor spør mange om det er kritiske klimaforandringer på gang. Moderne tekniske installasjoner er følsomme for ekstreme værsituasjoner. Dette har forsterket vår aktsomhet overfor klimaendringer. Men det må manes til en viss moderasjon. Det finnes naturlige variasjoner i vær og klima. Fordi vi har korte observasjonsrekker er det ikke unaturlig at det settes nye "rekorder". Følgende spørsmål er viktig:

Er de værsituasjoner vi opplever naturlige, eller er de antropogene, dvs. menneskeskapte, effekter? Kan vi allerede se virkningen av økte mengder drivhusgasser? Vi må lete etter trender i klimaet, og ikke henge oss opp i korttidsvariasjoner.

På 1960-tallet og tidlig i 1970 årene opplevde vi et fall i den globale temperaturen. Det var mange som da mente vi var på vei inn i en ny istid. Det var vært flere stormer i 1980- og 1990-årene enn det var de to tidligere tiårene. Slike observasjoner kan ikke brukes som bevis på en trend. Modeller med innlagt økt CO₂ gir heller ikke støtte for dette. De siste 10-15 årene har vært relativ varme. Det har forsterket diskusjonen om hvorvidt klimaet påvirkes av økte drivhusgasser i atmosfæren.

Jorden har gjennomgått flere "isaldre". I periodene mellom isaldrene har jorden vært tilnærmet isfri. I de siste 10 tusen år har jorden vært relativt varm.

Hvordan kan vi få informasjon om temperaturen for tusen år siden? Vi har en ny metode basert på bruk av de to oksygenisotopene O-16 og O-18 som er meget interessant. De fleste oksygenatomene består av 8 protoner og 8 nøytroner. De består av 16 atommasseenheter og betegnes O-16. Men det finnes oksygenkjerner med 8 protoner og 10 nøytroner slik at atommassen blir 18u. Følgelig finnes vannmolekyler med normalt oksygen, H₂¹⁶O, og vannmolekyler med den tyngre oksygenisotopen, H₂¹⁸O. Det er et bestemt forhold mellom disse isotopene i naturlig vann. Ca. 0,3 % inneholder den tunge isotopen, og siden dette forholdet avhenger av temperaturen, kan det brukes som et termometer.

Isbreer inneholder små mengder atmosfæregasser. Ved en dybde på ca. 100 meter lukkes porene i snøen slik at gassen ikke slipper ut. Luften i porene utgjør ca. 10 % av volumet. Luften i iskjernene kan også gi opplysninger om konsentrasjonen av CO₂ og CH₄ i atmosfæren den gang isen ble dannet (figur 9.9). Opplysninger om den gjennomsnittlige atmosfæretemperaturen på den tid snøen falt, kan vi få ved å analysere forholdet mellom oksygenisotopene O-16 og O-18 i isen.

Fordypning: Tidligere tiders atmosfæretemperaturer.

Isotopforholdet i oksygen som funksjon av isdybde ved Byrd stasjonen i Antarktis.

Endringer i havnivået gjennom jordens historie.

Vi er interessert i å finne årsaken til istidene. Er det en sammenheng mellom istider og variasjoner i innstråling fra solen? Tre parametre, som varierer periodisk, er blitt foreslått:

Jorden går i en elliptisk bane rundt solen. Eksentrisiteten, dvs. avviket fra en sirkelbane, er liten, men den varierer. Det betyr at avstanden til solen og dermed innstrålingen vil variere.

Jordens rotasjonsaksen danner en vinkel med normalen til baneplanet som varierer mellom 21,6° og 24,5° med en periodisitet på ca. 41 000 år. Sesongvariasjonen i solstrålingen, særlig ved høye breddegrader, øker med helningsvinkelen.

Den tredje parameteren er knyttet til jordaksens presesjon. Det har noe å si når på året jorden står nærmest solen. Nå for tiden skjer det i januar. Om ca. 11.500 år vil det skje i juli. Denne bevegelsen har en periode på omkring 23.000 år. Beregninger antyder at variasjonen i baneparametrene i perioder kan gi kalde somrer og milde vintre ved høye breddegrader. Det betyr at snødekket og albedoen kan øke. Dette kan gi grunnlag for istider.

Fordypning: Andre årsaker til klimavariasjonene er saltholdighet.

Figur 9.2 Global temperaturutviklingen i perioden 1860 til 1990. Middeltemperaturen for hvert år er gitt relativt til gjennomsnittsverdien for hele perioden. CO₂-konsentrasjonen i atmosfæren for samme tidsrom er også vist.

Vi skal nå omtale den globale energibalanse, og det som kalles "drivhuseffekten". Drivhuseffekten har fått stor oppmerksomhet i massemedia den senere tid. Debatten har vært lite nyansert fordi prognoser og modellberegninger fremføres som absolutte sannheter. Andre hevder at påstandene om menneskeskapte klimaendringer ikke er påvist. Det er viktig å påpeke at drivhuseffekten er et naturlig fenomen; ja en forutsetning for livet på jorden. Uten drivhuseffekt ville vi ha temperaturforhold som på månen. Spørsmålet er hvor store endringene kan bli før miljøet på jorden forandres. Det er viktig at vi lærer å kjenne de naturlige prosessene som påvirker energibalansen.

Den franske matematiker og fysiker Jean Baptiste Fourier (1767-1830) fant i 1824 at visse gasser i atmosfæren hadde den egenskap at de "holdt tilbake" noe av jordvarmen. Han mente at dette kunne sammenlignes med virkningen av et drivhustak. En mannsalder senere ble det vist at klimaendringer kunne skyldes variasjoner i atmosfærens innhold av karbondioksid. Denne gassen har evne til absorpsjon av termisk stråling fra jorden. Den svenske kjemikeren Svante Arrhenius (1859-1927) fant at hvis en økte CO₂ innholdet til det dobbelte, ville temperaturen på jorden øke med ca. 5 til 6°C.

Omkring 1940 ble det dokumentert at innholdet av karbondioksid i atmosfæren vil øke fordi vi brenner kull, olje og gass. Skog og planter tar opp CO₂ gjennom fotosyntesen. Det er derfor betenkelig å hugge ned skogen uten at en plantet ny skog samtidig. Avskoging kan få konsekvenser for klimaet.

To forhold skaper høye temperaturer i et vanlig drivhus eller i et gatetorg med glasstak.

1. Sollyset varmer opp bakken og det nederste luftlaget. Luften blir varm og stiger til værs. Glasstaket utgjør en mekanisk hindring for at disse luftstrømmene skal unnslippe og reduserer således varmetapet.
2. Den andre oppvarmingsmulighet er knyttet til glasstakets evne til å slippe gjennom strålingen fra solen, mens det i større grad hindrer varmestrålingen fra bakken å gå motsatt vei.

Det er punkt 2 som tilsvarer drivhuseffekten i atmosfæren.

Drivhuseffekten gjør det levelig på jorden. Det kan vi se ved å sammenligne med temperaturforholdene på månen. Den har i middel samme avstand fra solen som jorden, slik at innstrålingen pr. flateenhet er den samme. Men månen har ingen atmosfære som påvirker strålingen. Middeltemperaturen på månen er minus 18° C, mens vi på jorden har en middeltemperatur på omkring pluss 15° C. Forskjellen er 33° , en forskjell som er svært viktig for livet på jorden.

Vi skal først regne ut middeltemperaturen på jorden uten en atmosfære.

Jorden blir truffet av solstråling med en intensitet gitt ved solarkonstanten S (» 1370 W/m², se kapittel 5 Elektromagnetisk stråling og partikkelstråling fra solen). Ca. tre tideler av solstrålingen som treffer jorden reflekteres tilbake til verdensrommet. Jordens "albedo" (betegnes med A) er dermed » 0,3, jfr ligning (5.1). Ordet albedo er latinsk og begrepet angir forholdet mellom den stråling som et legeme reflekterer, og den som det mottar.

Også jorden stråler som et svart legeme (se avsnitt 5.3). Varmestrålingen fra jorden er derfor gitt ved Stefan-Boltzmanns ligning, dvs. den er proporsjonal med sigma (s) × T⁴ (ligning 5.3). Vi har følgende situasjon ved jordens overflate: energi inn mot jorden er lik den energi som sendes ut. Følgende ligning beskriver denne situasjonen:

(9.1)

hvor S = solarkonstanten, A = jordens albedo, s = Stefan-Bolzmanns konstant og T_B er bakketemperaturen.

Faktoren 4 i nevneren har følgende forklaring. Den absorberte solenergi er proporsjonal med jordens tverrsnitt (gitt ved p×R_j²). På grunn av jordrotasjon fordeles den absorberte energi over hele jordoverflaten (gitt ved 4p×R_j²). I middel er det derfor bare 1/4 av solarkonstanten som treffer jordoverflaten, dvs. vi må fordele energien over hele jorden. Dette tilfelle er skissert i figuren.

Figur 9.3 En enkel fremstilling av strålingsbalansen når det ikke er noen atmosfære rundt jorden. S er solarkonstanten, A er albedo, T_B er bakketemperatur og s er Stefan-Boltzmanns konstant. Det er tatt hensyn til faktoren 1/4 i figurene 9.3 og 9.4.

Den eneste ukjente i ligningen er temperaturen. Om vi setter S = 1370 W/m², A = 0,3 og videre s = 5,67 × 10^-8 (gitt i watt pr. kvadratmeter pr. grad K⁴) og regner ut, blir bakketemperatur 255 K eller minus 18 ° C. Dette samsvarer med den midlere temperatur på månen.

Vi skal nå ta hensyn til at jorden har en atmosfære, som vi fysisk beskriver som et "tak". Strålingsforholdene endres som vist i figuren nedenfor. Atmosfæren slipper gjennom synlig lys fra solen, men absorberer mye av varmestrålingen fra bakken. Legg merke til at også "taket" i atmosfæren stråler. Hvis den absorberte strålingsdelen er e, vil taket sende ut brøkdelen e som stråling. Alle legemer, også "taket", som har en temperatur stråler i hht. Stefans-Boltzmanns lov. Med disse forutsetninger kan vi sette opp et energiregnskap for både bakken og drivhustaket.

Figur 9.4 Energibalansen for jorden med en atmosfære som er komprimert og ligner et drivhustak (prikket). Drivhustaket har en temperatur, T_g - og stråler ut energi både oppover og nedover. Det er den mengden som går nedover som øker temperaturen på jorden.

For bakken får vi følgende ligning:

(9.2)

For drivhustaket får vi følgende bidrag:

(9.3)

Her kjenner vi A, S og s. Størrelsen e må vi velge slik at resultatet stemmer med observasjonene, mens T_B og T_g er ukjente. Vi kan da beregne T_B når vi har valgt e. Vi kan velge forskjellige verdier for e. Velger vi e = 1, dvs. at taket absorberer all stråling fra bakken får vi T_B = 303 K (30 °C). Hvis vi velger e = 0,77, dvs. at 77 % av strålingen fra bakken blir stoppet i taket får vi en bakketemperatur på T_B = 288 K = 15 °C.

Dette er samme verdi som den observerte, globale midlere temperatur. Tilbakespredt solstråling fra taket bidrar da med 107 Wm^-2 til oppvarming av jorden.

Drivhustaket fører til en dramatisk øking av temperaturen på 33 °C. Forutsetningen er at atmosfæren slipper gjennom solstrålingen, mens den absorberer 77 % av varmestrålingen fra jorden.

Modellen (figur 9.4) viser hva som skjer. Atmosfæren fører til at den termiske strålingen til verdensrommet blir redusert. Vi har strålingsbalanse. Derfor må temperaturen ved bakken øke slik at utstrålingen blir lik innstrålingen. De gassene i atmosfæren som absorberer strålingen fra bakken – kalt drivhusgasser – er derfor meget viktige.

Alle gasser i atmosfæren har forskjellige absorpsjonsegenskaper; dvs. absorpsjonen varierer med bølgelengden til strålingen. Enkelte gasser absorberer UV-stråling (for eksempel ozon), andre gasser absorberer synlig lys (for eksempel vanndamp), mens noen absorberer i det infrarøde området, dvs. varmestråling. En drivhusgass er pr. definisjon en gass som absorberer varmestrålingen, infrarød stråling, fra jorden.

Figur 9.5 Strålingsspektereret til solen og jorden.

Den elektromagnetiske strålingen fra solen er vist i figur 5.5. Den er også vist, men med mindre detaljer, i figur 9.5 sammen med spekteret fra jorden. Stråling med bølgelengde mindre enn ca 300 nm absorberes fullstendig av atmosfæren (hovedsakelig pga. ozon). I den infrarøde delen er det noen "søkk" i spekteret som viser at mye av strålingen er absorbert. Her er vanndamp viktig. Flere detaljer om hvilke gasser som absorberer stråling ser du i figur 9.6.

Figur 9.6 Absorpsjonsevnen til de viktigste gassene i atmosfæren, gitt i prosent av total absorpsjon.

Jorden stråler som et svart legeme med en "effektiv" temperatur på 255 K. Formen på spektret er gitt ved strålingsloven, jamfør ligning (5.3), og er derfor lik formen på solspekteret. Spektrene er forskjøvet i forhold til hverandre fordi temperaturen er forskjellig. Sollyset har maksimum ved ca 500 nm, mens spektret fra jorden har maksimum ved ca 11.300 nm eller 11,3 mm. Disse to viktige strålingsspektrene er vist i figur 9.6. Som vi ser er det ingen overlapping mellom spektrene.

Fordypning: Atmosfærens vindu.

Drivhuseffekten fører til at temperaturen på jorden er ca. 33° C høyere enn den ville vært om jorden var uten atmosfære. Virkningen skyldes i hovedsak vanndamp og CO₂. Vanndampen kommer stort sett fra fordampning av havene. Den kan bare indirekte påvirkes av menneskene ved at vår aktivitet fører til globale variasjoner i temperaturen. Vanndampinnholdet i atmosfæren er derfor bestemt av naturen selv.

Når det gjelder CO₂, er forholdene annerledes. Store mengder karbon er lagret i olje og kullreservoarene. Ved å bruke fossilt brensel, frigjøres karbondioksid som slippes ut i atmosfæren. CO₂-innholdet i atmosfæren har økt med ca. 25 % siden starten av den industrielle revolusjon. Denne økningen vil forsterke drivhuseffekten, selv om vi ikke kan angi nøyaktig hvor mye.

Om CO₂-innholdet i atmosfæren fordobles vil vi få nye strålingsbetingelser. Solstrålingen inn mot atmosfæren vil forbli uforandret. Økingen i CO₂-mengde ville føre til en ubalanse i strålingsbudsjettet på omtrent 4 Wm^-2. For å opprettholde likevekten ved atmosfærens ytterkant måtte temperaturen på jorden øke. Beregning av denne temperaturøkningen fra modeller gir en økning på 1-2°C.

Fordypning: Tilbakekobling ved temperaturøkning.

Atmosfæren inneholder gasser med absorpsjonsegenskaper som kan sammenlignes med et drivhustak. Det som er viktig er at den naturlige drivhuseffekten har ført til at temperaturen på jorden er omkring 33° C høyere enn den ville ha vært uten en atmosfære.

Gassene som absorberer den termiske strålingen fra jorden kalles for "drivhusgasser". Noen av disse er naturlig tilstede i atmosfæren mens andre er sluppet ut av mennesker, de er såkalte antropogene, "menneskeskapt". På grunn av menneskelig aktivitet øker mengden av både naturlige og antropogene drivhusgasser. Det er virkningen av disse som skaper bekymring. Det er verdt å merke seg at nitrogen, oksygen og argon, som utgjør 99,96 volumprosent av atmosfæren, ikke tar del i disse strålingsprosessene, fordi deres absorpsjonsspektre ligger i et annet bølgelengdeområde.

Vår enkle modell gir en god illustrasjon av drivhuseffekten, men den har svakheter. Vi har antatt at all energitransport skjer ved stråling. Varme transporteres også ved at varm luft beveger seg vertikalt (konveksjon). Transporten av varme skjer dessuten ved turbulente (uordnede) bevegelser. For å forstå energibalansen må denne transporten tas med i tillegg til strålingseffekten.

Jordoverflaten varmes opp ved at den absorberer sollys. Luften nær bakken varmes så ved varmeledning og begynner å stige. Etter som luften stiger, vil den utvide seg fordi trykket faller. Luftens avkjøles. Når den varme luften stiger, vil kaldere luft synke ned for å fylle "tomrommet". På den måten får vi en kontinuerlig luftbevegelse som gir en balanse, – vi kaller det konvektiv likevekt.

I vår drivhusmodell er det balanse mellom solstrålingen som kommer inn og strålingen som forlater toppen av atmosfæren. Figur 9.7 viser de forskjellige komponentene av strålingen som ankommer og forlater atmosfæren. I middel blir 67 + 168 = 235 Wm^-2 av solstrålingen absorbert av atmosfæren og bakken. Vi har ikke tatt hensyn til skyer. Skyene reflekterer en del av solstrålingen tilbake til verdensrommet. Dessuten absorberer og emitterer skyene infrarød stråling. På den måte bidrar de til den naturlige drivhuseffekten. Vi vet at temperaturen er høyere når det er skyer sammenlignet med en klar vinternatt.

Figur 9.7 De forskjellige bidragene til strålingsbalansen.

Fordypning: Drivhuseffekten på planeten Mars.

Vi skal i det følgende kort omtale de viktigste drivhusgassene og se litt nærmere på kilder og sluk for gassene. Virkningen av aerosoler (partikler) i atmosfæren vil også bli omtalt.

Vanndamp er den viktigste klimagassen. I atmosfæren opptrer vann i form av gass (vanndamp), som iskrystaller eller dråper i skyer. Som omtalt i avsnitt 6.3 vil vanndampen i atmosfæren, i middel, ha en skalahøyde på ca 2,5 cm. Dens bidrag til drivhuseffekten er meget stor. Vanndampen fører til en forandring i utgående stråling på ca 100 Wm^-2 mot ca 25 Wm^-2 for CO₂. Vanndampens betydning har fått liten oppmerksomhet i debatten om drivhuseffekten, – sannsynligvis fordi forekomsten av vanndamp er lite påvirket av menneskelig aktivitet.

Debatten om drivhuseffekten har vært konsentrert om CO₂ innholdet i atmosfæren. Karbondioksidet i atmosfæren skyldes biologiske, fysiske og antropogene prosesser på jorden. Karbon inngår i mange kretsløp. Det utveksles stadig mellom atmosfæren, havene, biosfæren og – noe mer langsomt – sedimenter og bergarter. Mennesker og dyr er en del av dette kretsløpet, og vi bidrar til denne utvekslingen når vi puster. Det blir produsert CO₂ når vi lager bål og fyrer med ved eller når vi bruker kull, olje og gass. I naturen frigjøres CO₂ når organiske materialer som løv, planter og lignende brytes ned aerobt, det vil si med oksygentilgang. Karbonkretsløpet er skissert i denne figuren:

Figur 9.8 Karbonets kretsløp. Alle tall som angir karbonfluksene pr. år er gitt i gigatonn (Gt) rent karbon. De fleste tall er temmelig usikre. Det er viktig å være oppmerksom på at karbonet utgjør bare 12/44 av CO₂-molekylet.

Fordypning: Svingninger i atmosfærens karboninnhold.

Figur 9.9 Isprøver som går mer enn 200.000 år bakover i tiden. Her er vist variasjonen i både CO₂, metan og temperatur.

Etter vanndamp og CO₂ er metan den mest forekommende drivhusgassen i atmosfæren. Metan er en svært reaktiv gass. Gjennom kjemiske reaksjoner vil den også påvirke andre drivhusgasser i atmosfæren, spesielt ozon. Metan dannes i hovedsak ved ufullstendig "forbrenning" – dvs. ved mangel på oksygen (anaerob nedbrytning). Den totale produksjonen er på ca. l500 Mt pr. år. De antropogene kildene er større enn de naturlige. Naturlige kilder er i første rekke våtområder, termitter og havet.

Antropogene kilder er naturgass, kullgruver og petroleumsindustri. Videre har vi gjæring i tarmer, rismarker, brenning av biomasse, jordfyllinger, dyreavfall og søppel. Kjemiske reaksjoner mellom CH₄ og OH i troposfæren representerer det største tapet. Informasjon om atmosfærens innhold av metan i tidligere tider kan en også få ved å studere borekjerner fra isbreer (figur 9.9).

Lystgass er en viktig drivhusgass. Den produseres i hovedsak ved biologiske prosesser i jord og vann. Gassen fjernes ved fotodisossiasjon og kjemiske reaksjoner med atomært oksygen. Jordsmonnet i tropiske skoger antas å være den viktigste kilden til lystgass. For disse områdene er det vanskelig å skille mellom naturlige og antropogene kilder.

De største naturlige kildene er havet, skog og beiteområder for øvrig. De viktigste antropogene kildene er brenning av biomasse, industri og husdyr. En antar at de naturlige kildene slipper ut omlag 50 % mer pr. år enn de antropogene kildene. Et sluk for lystgass er fotodissosiasjon med en bølgelengde på 180-230 nm. Den kan derfor bare skje høyt i stratosfæren. Konsentrasjonen av N₂O har steget de siste årene og var i år 2000 omkring 315 ppb.

De beryktede KFK-gassene inneholder klor (Cl), fluor (F) og karbon (C). De blir også kalt freoner. Nær beslektet med disse er forbindelser som inneholder brom. Disse kalles haloner. Freoner og haloner er betydelige drivhusgasser. Flere av disse har lang levetid (mer enn 50 år) i atmosfæren. Noen av komponentene som inneholder klor og brom er under streng regulering for å beskytte ozonlaget.

KFK-gassene er i sin helhet antropogene. De er svært stabile, de brenner ikke, eksploderer ikke, og er ikke giftige. De ble derfor regnet som svært miljøvennlige. Derfor ble de benyttet i produksjonen av isolasjonsmateriale (skumplast), i kjøleindustrien, ved renseanlegg, til brannslukking osv. "Baksiden av medaljen" er at de bryter ned ozon. Fra 1. januar 1996 har det vært forbudt å slippe ut KFK-gasser i Norge.

Ozon er også en drivhusgass. Omlag 90 % av ozonet er i stratosfæren og 10 % i troposfæren (jfr avsnitt 6.3). Ozon absorberer både UV-stråling og stråling fra jorden.

Ozonlaget viser en markert årstidsvariasjon. Mengden i vinter- og vårmånedene er redusert. For resten av året og over ekvatorområdene er endringene små. De antropogene ozonbidragene skyldes reaksjoner med karbonmonoksid (CO), nitrogenoksider (NOx) og hydrokarboner (NMCH). Disse gassene er i stor grad antropogene.

Fordypning: Svovelheksafluorid.

I de senere årene er det blitt klart at små partikler (kalt aerosoler, de er større enn molekyler) i atmosfæren spiller en viktig rolle for været og klimaet. Aerosolene blir ført med vindsystemene og blir spredt rundt hele jorden. De påvirker strålingen fra solen ved absorpsjon og spredning. Aerosolene absorberer en del stråling som ellers ville bli absorbert av bakken. Dermed flyttes den delen av absorpsjonsenergien opp i atmosfæren. Aersolene øker klodens albedo.

Fordypning: Aerosoler.

Mengden av de forskjellige drivhusgassene varierer mye. For å unngå en forsterkning av drivhuseffekten, er det viktig å vite hvilke tiltak som er mest effektive. Effekten av en drivhusgass er bestemt av gassens absorpsjonsevne og mengden av gassen. De forskjellige gasser absorberer stråling innenfor bestemte bølgelengdeområder. Hvis en gass absorberer innenfor et område hvor det er lite stråling, enten fordi den allerede er absorbert eller fordi det i utgangspunktet er lite, så betyr utslipp av gassen mindre enn om det var mye stråling i det samme spektralområde. Det er allerede så mye CO₂ i atmosfæren at nye utslipp ikke får full effekt. Hvis vi øker CO₂-konsentrasjonen med 100 % (en dobling) så vil absorpsjonen bare øke med 30 %. For andre drivhusgasser, som det er lite av i atmosfæren, øker absorpsjonen lineært med konsentrasjonen.

Hvor lenge gassen oppholder seg i atmosfæren er viktig. En gass som oppholder seg i atmosfæren i 100 år er viktigere for drivhuseffekten enn en gass som bare oppholder seg der i en uke. Vi må derfor prioritere en reduksjon av utslippene til de gassene som har lengst oppholdstid i atmosfæren.

Vi hører og leser ofte om miljøkrisen på jorden. Det hevdes med autoritet at det er en fundamental ubalanse mellom menneskene og naturen. Vi har overbeskattet og misbrukt klodens ressurser. Vi har forurenset jord, vann og luft. Klodens tålegrense er truet, på flere felter er den allerede overskredet. De som hevder dette mangler ofte fundamentale kunnskaper i naturvitenskap. Det som nå er viktig er at vi utdanner eksperter innen miljøfysikk og bruker disse som rådgivere. Det er helt avgjørende at miljøforskning prioriteres.

• Klimaet er sammensatt av følgende fem elementer: atmosfæren, kryosfæren, biomassen, havet, og landmasse. Klimaet defineres som den midlere tilstand av disse elementene midlet over 30 år. Klimasystemet er uhyre komplisert og derfor vanskelig å modulere.
• Fra studier av iskjerner i store isbreer, har vi fått informasjon om klima variasjoner over mange tusen år. Alle indikasjoner tyder på et klimavariasjoner de siste 100år har en vesentlig menneskeskapt komponent. Det er noe usikkerhet om den relative betydningen til menneskeskapte versus naturlige klimavariasjoner.
• Årsaken til istidene er forklart med forandringer i jordbanens form, jordaksens presisjon og forandringer i jordaksens retning.
• Den globale energibalansen – kalt drivhuseffekten – er viktig for livsvilkårene på jorden. Takket være drivhuseffekten er jorden tilnærmet et ideelt sted for liv.
• Atmosfæren inneholder små mengder stoffer som absorberer i den infrarøde delen av spekteret. Disse stoffer kalles drivhusgasser og er viktige for jordens varmebalanse. De viktigste er vanndamp (H₂O), karbondioksid (CO₂), metan (CH₄), lystgass (N₂O), ozon (O₃) og klorfluorkarbongassene (KFK). På grunn av disse gassene øker jordens middeltemperatur med » 35 ° C.
• Alle drivhusgassene bidrar til drivhuseffekten, men bidragene varierer med type gass og med konsentrasjonen. CO₂ er den viktigste antropogene drivhusgassen, men det er vanndampen som bidrar mest til den globale energibalansen.
• Modellstudier av drivhuseffekten er komplisert. Ved en dobling av CO₂ innholdet i atmosfæren vil den globale temperaturen ved jordoverflaten sannsynligvis øke fra 1 til » 4 ° C. Modellene viser at dette igjen vil føre til at havnivået stiger med mellom 20 og 100 cm.

Svartabell til kontrollspørsmål om Klima og drivhuseffekten.

1. Hva er en drivhusgass?
2. Hvilke drivhusgasser er antropogene?
3. Hvilken gass er viktigst for den globale energibalanse?
4. Hvor mye forandrer drivhusgassene den globale temperaturen på jorden?
5. Hvor mye O₃ finnes i middel i en standard atmosfære?
6. Hvilke er de viktigste gassene som bryter ned O₃ i stratosfæren?
7. Hvorfor er himmelen blå?
8. Hva er hovedkilden til sur nedbør?
9. Hvordan defineres klima?
10. Hva er årsaken til istidene?
11. Hva er aerosoler?
12. Hvorfor er det så store årlige variasjoner i CO₂ i atmosfæren
13. Hvor i spektret stråler jorden
14. Hvor mye bidrar H₂O til den globale energi balansen?

Fasit til kontrollspørsmål om Klima og drivhuseffekten.

1. I hvilke 5 hovedkomponenter deles klimasystemet inn og forklar hva de omfatter.
2. Hva menes med klima, hva med vær?
3. Hvorfor er det varmest og kaldest først en måned etter hhv. sommer- og vintersolverv?
4. Hva menes med varmekapasitet? b) Hvorfor er det større temperaturforskjeller mellom vinter og sommer for steder i innlandet enn langs kysten?
5. Hva menes med strålingsbalanse? Hvordan endrer strålingsbalansen seg ved økt drivhuseffekt?
6. Hvordan kan vulkanutbrudd påvirke klimaet?
7. Hva menes med El Niño? Hvilke konsekvenser har fenomenet El Niño?
8. Hvordan har klimaet vært gjennom jordens historie? b) Og hvilke klimaindisier bruker man for perioder da det ikke fantes termometre (og ikke mennesker heller)?
9. Hva ansees for mange som hovedårsaker for periodiske klimasvingninger?
10. Hvilke gasser er de viktigste drivhusgassene og hva er deres kilder?
11. Hvilke konsekvenser kan en temperaturøkning ha for de forskjellige komponentene i klimasystemet? (globalt/for Norge)
12. Hvorfor øker havnivået ved global oppvarming?
13. Hvilke krav stilles til gode klimamodeller? Hva er problemene med å lage gode klimamodeller?
14. Er vi vitner til en menneskeskapt økning av drivhuseffekten?
15. Hvordan vil en økende befolkning påvirke klimaet?
16. Hva kan man gjøre man for å redusere drivhuseffekten? b) Finn ut hva går Kyoto-avtalen ut på.
17. Hva menes med aerosol?
18. Hvilken virkning har supersoniske fly på ozonlaget?
19. Hvilken virkning kan vulkanutbrudd ha på ozonlaget? Forklar prosessen.
20. Hvilken konsekvens kan et varmere klima ha for ozonlaget?
21. Beskriv prinsippet for viktige metoder for ozonmålinger fra bakken.
22. Hvilke andre målemetoder for ozon finnes?
23. Hvordan – tror man – vil ozonlaget utvikle seg i framtiden? Beskriv hvordan ozonmengden [O3] i atmosfæren varierer med breddegrad og årstid. Illustrer variasjonen med to skisser, en for høy breddegrad og en for lav breddegrad. Forklar årstidsvariasjonene ved høye breddegrader.
24. Gjør rede for hvordan ozon produseres i stratosfæren og skriv opp reaksjonsligningene. Hvor er ozonproduksjonen størst? Forklar hvorfor.
25. Skriv opp to reaksjonsligninger som beskriver hvordan en rekke kjemiske forbindelser bryter ned ozon i stratosfæren.
26. Nevn tre radikaler som er viktige ved nedbryting av ozon.
27. Omtal kort egenskapene til en drivhusgass.
28. Hvilke drivhusgasser forekommer naturlig i atmosfæren og hvilke er hovedsakelig produsert på grunn av menneskelig aktivitet?
29. Figur 9.4 i avsnitt 9.4.3 brukes til å utlede drivhuseffekten. Ta utgangspunkt i denne figuren og skisser hvordan man finner jordens middeltemperatur.
30. List opp komponentene som inngår i diskusjonen av klimaet.