Klimapådrag
Klimapådrag er eit samleomgrep for alle faktorar som kan medverke til klimaendringar. Klimaet på jorda er avhengig av kompliserte gjensidige påverknader mellom atmosfæren, havet og jordoverflata, og dette omfattar både fysiske, kjemiske og biologiske prosessar. Mange av prosessane er ikkje like godt forstått av forskarane, og det finst kanskje enno prosessar og vekselverknader som ikkje er oppdaga enno.[1] Prosessane ein alt kjenner til er ofte særs kompliserte og modellane som vert nytta for å modellere framtidig klima må forenkle desse prosessane, og dette er ein av årsakene til dei usikre klimavarsla ein har i dag.
Forholdet mellom eit klimapådrag og effekten pådraget har på klima vert kalla klimasensitivitet. Ein prosess som påverkar klimaet og som samstundes endrar klimasensitiviteten vert kalla ein tilbakekoplingsmekanisme. Om denne tilbakekoplinga forsterkar klimapådraget vert det kalla ei positiv tilbakekopling, og om tilbakekoplinga reduserer klimapådraget vert det kalla ei negativ tilbakekopling.
Strålingspådrag endre
Det viktigaste klimapådraget er strålingspådrag.[1] Strålingsbalansen til jorda påverkar i høgste grad den globale gjennomsnittstemperaturen på jorda. Strålingsbalansen er ein balanse mellom solstrålinga som kjem inn i atmosfæren og ned til overflata, og varmeutstrålinga som går ut att i verdsrommet. Om ein av desse vert endra, vil dette få konsekvensar for temperaturen på overflata. Ei auke i solinnstråling på berre 1,6 % vil medverke med ein temperaturauke på 1 °C ved jordoverflata.[1] Ei dobling av karbondioksidmengda i atmosfæren frå 300 ppmv til 600 ppmv vil føre til at mindre varmeutstråling når verdsrommet og medverke med same temperaturauke (1 °C) ved overflata.
Vassdampen si tilbakekopling endre
Ein av dei kraftigaste tilbakekoplingsprosessane på jorda er at temperaturen er avhengig av vassdampen sitt mettingstrykk. Når temperaturen aukar, aukar òg mengda av vassdamp, som er ein viktig drivhusgass, i metta luft. Ei endring av temperaturen på 1 % vil gje ei endring av spesifikk fukt på 20 %. Den relative fukta vil derimot ikkje endre seg så mykje fordi han aldri kan gå over 100 %. Ein temperaturauke på 1 °C ved strålingspådraga nemnd over vil føre til meir vassdamp i atmosfæren, og ein ytterlegare auke i temperaturen på 1 °C.
Ved å doble CO2-mengda i atmosfæren vil altså tilbakekoplingsprosessane til vassdamp medverke til at temperaturauken ikkje berre vert 1 °C, men 2 °C.
Is-albedo endre
Ei isdekt overflate har mykje høgare albedo enn ei vanleg overflate på jorda. Albedoen til jorda varierer gjennom året på grunn av forskjellar av is- og snødekke, forskjellar i vegetasjonsdekket og forskjellar i solvinkelen gjennom året, særleg på høge breiddegrader. Albedoen til ei havoverflate er vanlegvis omkring 10 %, medan eit isdekt hav har ein albedo på om lag 60 % på same breiddegrader.[1]
Om klimaet vert avkjølt kan isdekket bre seg utover større område som før var dekte av hav eller skog. Det auka isdekket fører til høgare albedo og reduserer solenergien som vert absorbert av jorda. Denne reduksjonen fører til ytterlegare avkjøling av klimaet og igjen auka isdekke. Dette er ein positiv tilbakekoplingsprosess som til slutt kan ende i ei istid. Modellar har vist at denne tilbakekoplingsprosessen gjev eit særs sensitivt klima der ei istid kan oppstå overraskande lett[1]. Det finst hypotesar at om at berre eitt einaste unormalt kaldt år, som etter eit kraftig vulkanutbrot eller liknande, kan setje i gang desse prosessane og starte ei istid[2].
Dynamiske tilbakekoplingsprosessar og meridional energitransport endre
Datamodellar har vist at endringar i temperaturgradienten mellom ekvator og polområda påverkar varmetransporten frå ekvator til polane ved at ein får kraftigare baroklinitet på midlare breiddegrader. Dette gjer seg gjeldande i kraftigare lågtrykkssystem som aukar varmetransporten mot polane og på den måten minkar temperaturgradienten. Paleoklimatiske data har derimot vist at temperaturen under den siste istida var tilnærma uendra i tropane, medan han fall med 10 °C på høgare breiddegrader. [1]
Dette kan forklarast ut frå den langbølgja strålinga og fordampinga si tilbakekopling i tropane. For temperaturar mindre enn om lag 10 °C, så aukar netto varmetap frå overflata når temperaturen stig fordi svartlekamstrålinga aukar med temperaturen. Når temperaturen kjem over 10 °C minkar netto varmetap frå overflata når temperaturen aukar, fordi varmestrålinga frå atmosfæren då aukar raskare enn utstrålinga frå overflata. Årsaka til dette er at vassdampinnhaldet i atmosfæren aukar ved temperaturstigingar over 10 °C. Som følgje av dette minkar netto varmetap frå overflata raskast ved temperaturar omkring 30 °C[1], som er temperaturane ein normalt har kring tropane. Dette gjev ein positiv tilbakekopling for strålingsbalansen ved overflata som er størst for tropiske temperaturar, og ein temperaturauke då vil føre til at varmetapet ved overflata minkar.
Skypådrag endre
Skyer doblar albedoen til jorda frå 15 til 30 % og reduserer den langbølgja utstrålinga (varmetapet) med 30 W/m². Sidan desse to effektane delvis opphevar kvarandre vert effekten skyene har på den netto globale innkommande strålinga ein reduksjon på 20 W/m². Effekten ei enkelt sky har på den lokale energibalansen er avhengig av høgda og tjukkleiken til skya, innstrålinga og jordoverflata under skya. Ei låg sky over hav vil til dømes redusere nettostrålinga kraftig fordi ho vil auke albedoen utan at den langbølgja utstrålinga ved toppen av atmosfæren vert særleg endra. Ei høg og tynn sky vil derimot sleppe gjennom den innkommande solstrålinga, men stoppe den langbølgja ustrålinga og på den måten auke nettostrålinga og føre til oppvarming ved overflata.
Ei grov utrekning gjev at ei endring av det globale skydekket på om lag 10 % har same effekt som dobling av karbondioksid i atmosfæren. Det vil sei at om ein aukar skydekket med 10 % vil det jamne ut effekten som ei dobling av CO2-mengda i atmosfæren gjev. Ved å minke skydekket med 10 % vil dette doble effekten som CO2-doblinga gjev. Men både skymengda og skytypen er særs viktige for klimaet. Dette er særs vanskeleg å få med i ein global klimamodell og skypådraget, som kan vere særs viktig, er ein av dei mest usikre faktorane i klimamodellane.[1]
Biogeokjemiske pådrag endre
Biologi spelar ei viktig rolle for klimasensitiviteten til jorda. Det er mange måtar dyr og planter kan påverke klimasensitiviteten på. Den sterkaste og kanskje mest direkte måten er korleis organismar og planter påverkar samansettinga av atmosfæren. Planter tar opp karbondioksid ved landoverflata og i havet. Det er estimert at om lag halvparten av den globale nedkjølinga under den siste istida kom av ei halvvering av CO2-innhaldet i atmosfæren. Denne reduksjonen må ha kome av endringar i dei biologiske og kjemiske tilhøva i havet, sidan CO2-innhaldet i atmosfæren i løpet av slike tidsskalaer vert kontrollert av partialtrykket til CO2 i havoverflata.
Den viktigaste kjelda til kondensasjonskjerner som skydropane oppstår på over hav er svovelhaldige gassar som dimetylsulfid danna av ørsmå organismar i overflatevatnet. I atmosfæren vert desse gassane omforma til svovelsyrepartiklar som skydropane kondenserer på. Jo fleire slike partiklar det finst i atmosfæren, jo fleire skydropar vert det danna. Sidan skydropane ofte vert mindre når det er fleire kondensasjonskjerner tilgjengeleg, held dei seg òg lengre i atmosfæren før dei fell ned til jordoverflata som nedbør. Om skyene består av fleire dropar, vil dette òg auke albedoen til skya. Fleire kondensasjonskjerner vil altså føre til ei avkjøling av jorda. Om desse organismane er avhengig av temperaturen for å danne fleire slike partiklar, er det ein tilbakekoplingsprosess, men verken storleik eller forteikn på denne tilbakekoplingsprosessen er kjend.[1]