Vi er stolte av midnattssolen i Norge, og flere steder i Norge reklamerer med at de er porten inn i midnattssolens rike. Området der vi kan se midnattssol i Norge minker litt etter litt. Hvorfor er det sånn?
Forskjell på vær og klima
Jordens klima er ikke statisk; det har alltid vært i endring og vil fortsette å endre seg. For å forstå dagens og fremtidens klimaendringer, må vi først forstå de naturlige prosessene som forårsaker variasjoner i klimasystemet. Klimaet påvirkes av et komplekst samspill mellom atmosfæren (luften), hydrosfæren (vannet), kryosfæren (is og snø), geosfæren (landjorden) og biosfæren (livet).
Den desidert viktigste energikilden for dette systemet er solen. Toppen av atmosfæren mottar i gjennomsnitt mellom 1361 og 1367 W/m², en enorm energimengde som setter i gang prosesser som vinder, havstrømmer og fordampning. Andre energikilder, som geotermisk varme fra jordens indre (ca. 0,06 W/m²), er forsvinnende små i forhold til solen.
Naturlige klimavariasjoner kan deles inn i flere kategorier: eksterne pådriv, interne variasjoner og tilbakekoblingsmekanismer. Vi vil i dette kapittelet fokusere på de eksterne pådrivene, altså faktorer utenfor selve klimasystemet som tvinger frem endringer i klimasystemet. Interne variasjoner vil vi se på i kapittel 24 om oscillasjoner og tilbakekoblingsmekanismene vil vi jobbe nærmere med i kapittel 26 når vi skal se på klimamodellering.
La oss først se på sammenhengen mellom jordens bane og årstidene.
22.1 Jordens bane rundt solen og årstidene
En viktig konsekvens av at jordaksen er skråstilt er årstidene. I figuren over ser vi effekten av at rotasjonsaksen er skråstilt i forhold til jordens bane rundt solen: I den delen av jordbanen hvor rotasjonsaksen heller mot solen har vi sommer på den nordlige halvkule og vinter på den sørlige halvkule. Tilsvarende vil vi ha vinter på den nordlige halvkule og sommer på den sørlige halvkule ett halvt år senere.
En fin introduksjon til årstidene og variasjoner i jordens bane rundt solen kan du finne her på Khan Academy
22.2 Variasjoner i innstrålingen fra solen - Milancović-sykluser
Over lange tidsperioder endrer jordens bane rundt solen og helningen på jordaksen seg i faste sykluser, kjent som Milanković-sykluser. Disse endringene påvirker hvor mye solinnstråling ulike deler av jorden mottar, og når på året den mottas. Milanković-syklusene omfatter tre astronomiske faktorer som kan påvirke innstrålingen fra Solen til et område på Jorden:
- Eksentrisitet (Jordbanens form): ordens bane rundt Solen er svakt elliptisk. Formen på ellipsen varierer med en periode på ca. 100 000 år (og 400 000 år). Eksentrisiteten varierer mellom 0 (sirkel) og 0,07. Mest elliptisk bane gir en forskjell mellom vinter og sommer på 20-30 %. I dag er forskjellen omtrent 6 %.
- Helningen på jordens rotasjonsakse i forhold til jordbaneplanet: Vinkelen på jordaksen varierer mellom 22,1° og 24,5° i en syklus på ca. 41 000 år. I dag er vinkelen 23.3° og blir gradvis mindre. En større helning gir større årstidsforskjeller og mer solinnstråling ved høye breddegrader. Dette er grunnen til at området for midnattssol gradvis endres.
.gif)
- Presesjon («vingling») i jordens rotasjonsakse: Jordaksens retning i verdensrommet forandres, lik en snurrebass. Dette fører til at årstidene forflytter seg langs jordbanen. Denne syklusen har en periode på ca. 19 000 til 23 000 år. Presesjonen fører til at årstidene forflytter seg langs jordbanen. Punktet i jordbanen som er nærmest solen kalles perihelion. Punktet i jordbanen som er lengst vekk fra solen kalles aphelion.
_stor.gif)
Disse syklusene er den viktigste driveren bak istidene de siste par millioner årene. De starter og avslutter istider ved å endre sommertemperaturen på høye breddegrader, som igjen bestemmer om snøen smelter eller blir liggende og bygger seg opp til isbreer.
Hvordan påvirker dette midnattsolen?
Det er vinkelen på jordens rotasjonsakse som definerer polarsirkelen. Idag går polarsirkelen over Saltfjellet med en breddegrad på 66.7° nord (90°N – 23.3°), men den beveger seg gradvis nordover. Dette betyr at området hvor man kan oppleve midnattsola gradvis endres.
I seg selv betyr ikke dette så mye, men dette vil også gradvis endre hvor mye solinnstråling som treffer de høye versus de lave breddegrader, noe som påvirker mengden snø og is i polområdene.
Når helningsvinkelen er mindre, så blir forskjellene mellom årstidene mindre. Det blir mindre solinnstråling på høyere bredder, som gir mindre avsmelting av snø og is, og lengre perioder der det kan falle nedbør som snø. Dette kan gi større flater som er snø og islagt, særlig på nordlige halvkule, som øker jordens samlete albedo. Dette vil da gi en sakte global avkjøling.
En fin oversikt over endringer i jordaksen og jordbanen (Milankovitch-syklene) kan du finne her på NASA sine hjemmesider
22.3 Variasjoner i global albedo
Hvordan påvirker endringer i jordoverflaten globalt albedo?
| Overflate | Albedo |
|---|---|
| Nysnø | 0.9 |
| Skitten snø | 0.4 |
| Havis | 0.5 - 0.7 |
| Ørken | 0.4 |
| Grønt gress | 0.25 |
| Dyrket mark | 0.2 |
| Svart skog | 0.1 |
| Skog | 0.08 - 0.18 |
| Hav | 0.06 |
I ettlagsmodellen nedenfor kan du endre på verdien for globalt albedo for å se hvordan det påvirker temperaturen ved bakken, og oppi atmosfæren. Ta utgangspunkt i tabellen over og velg ulike verdier for å se hvordan albedo påvirker den globale temperaturen. (Dette er den samme modellen som vi jobbet med i Kapittel 4).
Atmosfærisk albedo
Det globale albedoet påvirkes ikke bare at albedoverdiene på jordoverflaten. Atmosfæren bidrar også til det globale albedoet.
I atmosfæren er det atomer, molekyler, skydråper, iskrystaller, nedbør og aerosoler. Aerosoler er svevende, faste eller flytende småpartikler. Alle partiklene vil påvirke sollyset ved spredning. Spredning skiller seg fra refleksjon ved at de fleste stråleretningene er mulige etter at solstrålingen har truffet partiklene. I motsetning til refleksjon vil noe av strålingen etter spredning har retning mot jorden. Spredning og refleksjon har det til felles at partiklene ikke får energi fra strålingen, slik reflektert og spredt solstråling som går ut mot verdensrommet kalles samlet sett for reflektert solstråling.
Det atmosfæriske albedoet påvirkes av atomer, molekyler, iskrystaller, nedbør og aerosoler. Skydråper og iskrystaller er de partiklene i atmosfæren som har størst betydning for det atmosfæriske albedoet.
Vulkanutbrudd
Vulkansk aktivitet har betydning for variasjonen i atmosfærens albedo. Under kraftige vulkanutbrudd sendes gasser (inkludert SO2 og CO2) og aske høyt opp i atmosfæren. I tillegg til asken, kan SO2-gassen omdannes til aerosoler.
Kraftige utbrudd kan føre til at aerosolene kommer helt opp i stratosfæren. Aerosoler i stratosfæren vil gi økt albedo, og dermed en avkjøling ved bakken på jorden. Virkningen på jordens albedo fra ett kraftig vulkanutbrudd kan vare i inntil tre år.
22.4 Variasjoner i utstrålingen fra solen - solflekker
Solens overflate (fotosfæren) har en gjennomsnittlig temperatur på 5800 K. Solflekker er områder på soloverflaten med lavere temperatur enn omgivelsene og med intens magnetisk aktivitet. Disse områdene i fotosfæren ser mørkere ut enn omgivelsene, og skyldes at de har lavere temperatur enn resten av fotosfæren. Temperaturen i solflekker kan variere mellom 3000 og 4500 K. De minste solflekkene varer fra timer til uker, mens de største kan en sjelden gang vare i et par måneder.
Antall solflekker varierer i perioder, kalt solflekksykluser. Disse varierer med 9 til 12 år, med et gjennomsnitt på omtrent 11 år. Variasjonen i antall solflekker gir også variasjon i mengde utstrålt energi fra solen. Siden solflekkene har lavere temperatur enn omgivelsene, er det mindre utstråling fra disse områdene. Men det er varmere områder rundt solflekkene, og herfra er det spesielt stor utstråling. Områdene kalles for fakler, og utstrålingen fra disse mer enn kompenserer for reduksjonen fra selve solflekkene. Resultatet blir dermed at det er størst utstråling fra solen når den har solflekkmaksimum, og minst ved solflekkminimum (link til NASA figur med solflekkaktivitet).
I tillegg til å se på periodisiteten på syklusene, så kan vi se på hvordan solflekkene varierer på solen. Figuren over viser øverst et sommerfugldiagram over solflekkpar som viser solflekkarealet per breddegrad på solen. Diagrammet illustrerer andelen (i prosent) av soloverflaten som til enhver tid er dekket av solflekker ved angitt breddegrad (EQ = solens ekvator) som funksjon av tid. (Sort > 0.0%, Rødt > 0.1% Gult > 1.0%).
Nederste del av figuren viser gjennomsnittlig daglig solflekkareal, altså ser man her på hele den synlige hemisfæren av solen.
Over lengre tidsskala finner man større endringer i solflekkaktivitet. Figuren over viser en periode kjent som “Maunder minimum” - en lengre periode med ekstremt lav solflekkaktivitet fra ca. år 1650 til ca. år 1700. Maunder minimum samsvarer med den lille istid, en usedvanlig kald periode dokumentert i Europa, hvor temperaturen var godt under normalen og breene vokste.
Effekten av endringer i solflekkaktivitet er alene ikke nok til å forklare den lille istid, men det er kjent at det også var økt vulkansk aktivitet på samme tid, noe som i kombinasjon kunne ha forårsaket den lille istid.
22.5 Platetektonikk
Over millioner av år fører kontinentaldrift til store endringer i jordens klima. Disse langsomme prosessene er en driver for klimaendringer over geologiske tidsskalaer. Plasseringen av landmasser påvirker klimasystemet på flere måter:
Endring av havstrømmer: Åpning og lukking av havpassasjer endrer de globale havstrømmene, som fungerer som et transportbånd for varme. For eksempel, da Sør-Amerika og Australia løsrev seg fra Antarktis, ble det åpnet for en sirkumpolar havstrøm rundt det sørligste kontinentet. Denne strømmen isolerte Antarktis fra varmere farvann, noe som førte til nedising og etableringen av den massive iskalotten vi ser i dag.
Fjelldannelse: Når tektoniske plater kolliderer, dannes store fjellkjeder som Himalaya. Slike fjellkjeder påvirker atmosfærisk sirkulasjon og kan skape regionale klimaer, som regnskygger. I tillegg fører forvitring av nydannet fjell til kjemiske reaksjoner som trekker CO₂ ut av atmosfæren over millioner av år, noe som kan føre til en global nedkjøling.
Vulkanisme og CO₂-nivåer: Mesteparten av jordens vulkanske aktivitet skjer langs plategrensene. I perioder med høy tektonisk aktivitet kan store mengder CO₂ slippes ut i atmosfæren, noe som fører til en sterkere drivhuseffekt og et varmere globalt klima. Motsatt kan perioder med lav aktivitet bidra til nedkjøling.
22.6 Variasjoner i gassinnholdet i atmosfæren
Atmosfærens innhold av drivhusgasser har variert naturlig gjennom jordens historie og har en fundamental rolle i å regulere planetens temperatur. Disse gassene absorberer langbølget varmestråling fra jorden og hindrer den i å forsvinne rett ut i verdensrommet, en prosess kjent som drivhuseffekten. De viktigste naturlig varierende drivhusgassene er vanndamp, karbondioksid og metan.
Vanndamp (H₂O): Dette er den mest utbredte og kraftigste drivhusgassen i atmosfæren. Mengden vanndamp i luften er imidlertid først og fremst styrt av temperaturen – varm luft kan holde på mer fuktighet enn kald luft. Derfor fungerer vanndamp hovedsakelig som en forsterker (en positiv tilbakekobling) av klimaendringer, heller enn en primær driver. Når temperaturen stiger på grunn av andre faktorer (som økt CO₂), øker mengden vanndamp, noe som forsterker den opprinnelige oppvarmingen.
Karbondioksid (CO₂): Analyser fra iskjerner, spesielt fra Vostok-stasjonen i Antarktis, viser en svært sterk korrelasjon mellom atmosfærisk CO₂-konsentrasjon og global temperatur over de siste 800 000 årene. Under istider har CO₂-nivået vært lavt (rundt 180 ppm), mens det har vært høyere i de varmere mellomistidene (rundt 280 ppm). Dette viser at CO₂ fungerer som en kraftig forsterker av klimaendringer initiert av Milanković-syklusene. [Bilde av Vostok-isdata som viser CO2 og temperaturkorrelasjon]
Metan (CH₄): Iskjerner viser at også konsentrasjonen av metan har svingt i takt med istidene. Selv om metan finnes i mye lavere konsentrasjoner enn CO₂, er det en svært potent drivhusgass per molekyl. Naturlige kilder inkluderer våtmarker og biologiske prosesser, og nivåene har historisk sett økt i varmere perioder. Et dramatisk eksempel på metans potensial finner vi ved overgangen fra trias- til juraperioden for rundt 200 millioner år siden. Enorme vulkanutbrudd slapp ut store mengder CO₂, som førte til en global oppvarming. Forskere mener denne oppvarmingen kan ha destabilisert store reservoarer av metanhydrater (is-lignende strukturer av metan og vann) på havbunnen, noe som resulterte i et massivt og raskt utslipp av metan til atmosfæren. Denne hendelsen forsterket oppvarmingen dramatisk og er knyttet til en av de største masseutryddelsene i jordens historie (Ruhl et al., 2011).
Disse naturlige variasjonene understreker klimasystemets følsomhet for endringer i drivhusgasser. Det er viktig å merke seg at dagens konsentrasjoner av både CO₂ og metan er langt høyere enn noe vi har sett i de naturlige syklusene de siste 800 000 årene, noe som plasserer dagens klimaendringer i en særstilling.
Karbonets kretsløp
For å forstå rollen til karbondioksid og metan, må vi se på karbonets kretsløp. Karbon er et grunnstoff som kontinuerlig sirkulerer mellom fire store reservoarer: atmosfæren (som CO₂), hydrosfæren (oppløst i hav og ferskvann), biosfæren (i levende og døde organismer) og geosfæren (i bergarter og fossilt brensel).
Det raske kretsløpet: Dette omfatter utvekslingen mellom atmosfæren, havet og biosfæren. Planter tar opp CO₂ gjennom fotosyntese. Dyr og planter frigjør CO₂ gjennom respirasjon (ånding). Når organismer dør, frigjøres karbon gjennom nedbrytning. Havet tar opp og frigjør enorme mengder CO₂ i en kontinuerlig utveksling med atmosfæren. Dette kretsløpet opererer på tidsskalaer fra dager til århundrer.
Det langsomme (geologiske) kretsløpet: Over millioner av år blir karbon fjernet fra atmosfæren og lagret i litosfæren. Kjemisk forvitring av fjell trekker CO₂ ut av luften. Dødt organisk materiale og skjell som synker til havbunnen, kan over lang tid omdannes til sedimentære bergarter (som kalkstein) og fossile brensler (kull, olje, gass). Dette karbonet returneres til atmosfæren gjennom vulkansk aktivitet. Dette geologiske kretsløpet fungerer som en termostat for jorden, og har historisk sett regulert CO₂-nivået og klimaet over svært lange tidsperioder.
Naturlige klimaendringer er ofte knyttet til forstyrrelser i dette kretsløpet. Menneskelig aktivitet, spesielt forbrenning av fossilt brensel, flytter karbon fra det langsomme, geologiske kretsløpet til det raske kretsløpet i en hastighet som er mange ganger raskere enn de naturlige prosessene.
22.7 Istider og mellomistider
De naturlige variasjonene i jordbanen og rotasjonsaksen er årsaken til at vi gjennom historien har hatt istider. Animasjonen over viser istidene igjennom de siste 3 millioner år basert på data fra sedimentkjerner fra havbunnen. Disse endringene fra istider, hvor flere kilometer tykk is dekket store deler av kontinentene i Nord-Amerika og Eurasia, til mellomistider, slik som idag, følger sykluser som tilsvarer endringene i jordaksen og jordbanen.
Animert versjon av endringer i eksentrisitet (eccentricity), presesjon (precession) og jordaksen (obliquity) også kjent som Milankovitch sykluser eller “Orbital Cycles” fra NASA (bruk direkte link ) Credit: NASA/JPL-Caltech
22.8 Tidligere eksamensoppgaver og sammensatte oppgaver
Oppgave 22.17 Eksamen Høsten 2018 Oppgave 2
Perioden fra starten av 1300-tallet til midten av 1800-tallet betegnes som “den lille istid”. Denne perioden er preget av et klima med lave temperaturer og mye nedbør over store deler av verden. “Den lille istid” sto i sterk kontrast til den varme perioden tidligere i middelalderen og førte til død og hungersnød for millioner av mennesker.
Gjør rede for mulige årsaker til forverringen i klimaet under “den lille istid”.
Ta utgangspunkt i figur 22.10, og forklar hvordan temperaturen under “den lille istid” kan rekonstrueres.
Forklar forskjeller mellom siste istid og “den lille istid”.