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?
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 23 om oscillasjoner og tilbakekoblingsmekanismene vil vi jobbe nærmere med i kapittel 26 når vi skal se på klimamodellering.
22.1 Forskjell på vær og klima
Forskjell på vær og klima
Klima er vær over lang tid. Som det står i Store norske leksikon: «Vi kler oss for været, men bygger hus tilpasset klimaet» (Dannevig & Harstveit, 2025). Når vi beskriver dagens klima, bruker vi gjerne normalperioder på 30 år, mens vi ser på mye lengre tidsperioder når vi studerer klima langt tilbake i tid.
En vanlig analogi er en person som går tur med hunden sin (se videoen over). Hunden løper fram og tilbake, og følger du bare sporene etter hunden, er det vanskelig å si hvor de er på vei. Det er sporet til personen som viser trenden. Hundens spor er som været og kortvarige klimavariasjoner, mens personens retning er klimaendringen. Det er derfor viktig å skille mellom klimavariabilitet (de naturlige svingningene fra år til år og tiår til tiår) og klimaendring (den langsiktige trenden).
22.2 Klimaet gjennom jordens historie
Når vi ser på hvordan klimaet har variert gjennom jordens historie, er det som regel temperaturen vi setter søkelys på. Det har både vært betydelig varmere og betydelig kaldere enn i dag, og de største klimaskiftene faller ofte sammen med geologiske spor etter masseutryddelser.
Sett i et så langt perspektiv er dagens klima faktisk ganske kaldt – vi lever i en mellomistid i en pågående istidsperiode. Det er likevel verdt å merke seg at vår egen art, Homo sapiens, neppe har eksistert mer enn omkring 300 000 år (Ørmen, 2025), og bare innenfor et relativt smalt temperaturområde. Vi har overlevd kaldere perioder enn i dag, men har som art aldri opplevd et vesentlig varmere klima enn det vi nå er på vei mot.
22.3 Hva er en istid?
I dagligtale bruker vi «istid» om de kalde periodene da innlandsis dekket store deler av Nord-Amerika og Eurasia. Faglig (glasiologisk) er definisjonen videre: en istid er en periode med permanent isdekke på minst én av polene. Med den definisjonen befinner jorden seg akkurat nå i en istid – den kenozoiske istiden – som har vart i omkring 34 millioner år, så lenge Antarktis har vært islagt.
Innenfor en slik lang istidsperiode veksler klimaet mellom kaldere faser (det vi i dagligtale kaller istider) og varmere faser (mellomistider). Vår istidsperiode, kvartær, startet for rundt 2,6 millioner år siden, og i løpet av den har det vært nærmere 50 istider. I dag lever vi i en mellomistid (holocen). Den forrige istidsperioden ligger så langt tilbake som omkring 300 millioner år – i mellomtiden har det vært perioder helt uten isbreer på jorden.
Hva som forårsaker istidene, og hvordan de veksler med mellomistider, kommer vi tilbake til i delkapittel 22.11, etter at vi har sett på pådrivene som driver dem.
La oss først se på sammenhengen mellom jordens bane og årstidene.
22.4 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
22.5 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
22.6 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.
22.7 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.
Solflekkminimum og de store minimaene
Solflekker som fenomen ble oppdaget av Galileo Galilei, og man har siden observert og registrert antallet solflekker. Over lengre tidsskalaer finner man større endringer i solflekkaktiviteten. I enkelte lange perioder er det svært lite solflekker. Disse periodene kaller vi store minima (grand minima).
Tre slike minima inntraff i løpet av den lille istid:
- Spörer-minimum (ca. 1460–1550)
- Maunder-minimum (ca. 1645–1715)
- Dalton-minimum (ca. 1790–1830)
De to siste er tydelige i Figur 22.9. Maunder-minimum er det mest kjente, og figuren over (Figur 22.8) viser denne perioden med ekstremt lav solflekkaktivitet. Den sammenfaller med en usedvanlig kald periode i Europa, der temperaturen lå godt under normalen og breene vokste.
Det er likevel viktig å være forsiktig med å trekke en enkel årsakssammenheng. Perioder med lite solflekker reduserer ikke temperaturen på jorden så veldig mye – kanskje bare i størrelsesorden 0,3 °C – men dette kan være nok til å forskyve klimaet om det allerede ligger nær et vippepunkt (Müller, 2022). Effekten av redusert solflekkaktivitet er altså alene ikke nok til å forklare den lille istid. Det var i tillegg økt vulkansk aktivitet på samme tid, og det er kombinasjonen av flere pådriv som best forklarer perioden. Vi kommer tilbake til den lille istid i kapittel 23.11.
Andre måter solen kan påvirke klimaet
Solflekksyklusene er den mest synlige måten solen varierer på. Men hvor mye påvirker solen egentlig dagens klima? Direkte satellittmålinger av solinnstrålingen siden 1978 viser at den ikke har økt – den har tvert imot vært tilnærmet flat, eller svakt avtagende – samtidig som den globale temperaturen har steget markant. Solen kan derfor ikke forklare oppvarmingen vi har sett de siste tiårene. NASA anslår at oppvarmingen fra menneskeskapte drivhusgasser siden 1750 er over 270 ganger større enn det lille ekstra bidraget fra solen i samme periode (NASA, 2024).
I tillegg til solflekkene varierer solen også på andre måter:
Solen blir gradvis varmere. Over svært lange tidsskalaer endrer selve solen seg. Man regner med at den har blitt omtrent 30 % varmere fra den ble dannet og fram til i dag, og at den vil bli ytterligere varmere de neste milliardene av år (Engvold, 2025). Dette skjer så langsomt at det ikke spiller noen rolle for klimaendringer på menneskelig tidsskala, men det er viktig for jordens klima i et geologisk perspektiv.
Kosmisk stråling (en omdiskutert hypotese). Kosmisk stråling kommer delvis fra solen og delvis fra kilder utenfor solsystemet. En hypotese går ut på at kosmisk stråling kan påvirke skydannelsen i troposfæren: mer kosmisk stråling skulle gi flere aerosoler og dermed flere skyer som reflekterer sollys. De fleste forskere mener i dag at denne effekten er liten, og noen anser hypotesen som avkreftet (Pilskog, 2019). Den er likevel et nyttig eksempel på hvordan vitenskapelige hypoteser testes og diskuteres.
22.8 Platetektonikk
Over millioner av år fører kontinentaldrift til store endringer i jordens klima. Disse langsomme prosessene er en viktig driver for klimaendringer over geologiske tidsskalaer. Et hovedtrekk er at nedising er mer sannsynlig når minst ett kontinent ligger nær en av polene, enn når landmassene er samlet rundt ekvator. 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. Et tydelig eksempel er Antarktis. Kontinentet lå lenge sammen med de andre sørkontinentene og fikk tilført varmt vann fra ekvator. Da Australia skilte lag med Antarktis for rundt 45 millioner år siden, og Sør-Amerika fulgte for rundt 30 millioner år siden, åpnet det seg en sirkumpolar havstrøm rundt det sørligste kontinentet (Van den Ende et al., 2016). Denne strømmen isolerte Antarktis fra varmere farvann, og for omkring 34 millioner år siden begynte kontinentet å ise ned – starten på den massive iskalotten vi ser i dag.
Landbroer og havstrømmer: Også lukking av havpassasjer har stor effekt. For rundt 3 millioner år siden lukket landbroen vi i dag kaller Mellom-Amerika gapet mellom Nord- og Sør-Amerika. Dette tvang Golfstrømmen og Den nordatlantiske strømmen til å frakte varmt og fuktig vann nordøstover mot Nord-Europa. Da klimaet etter hvert ble kjøligere, falt mye av denne fuktigheten som snø på høye breddegrader. Snøen økte albedoen, og gjennom en selvforsterkende tilbakekobling («runaway cooling») bidro dette til at de store innlandsisene på den nordlige halvkule vokste fram og istidsperioden kvartær satte inn (InTeGrate, 2019).
Fjelldannelse: Når tektoniske plater kolliderer, dannes store fjellkjeder. Da India kolliderte med Eurasia for rundt 50 millioner år siden og Himalaya hevet seg, fikk det store følger for klimaet i regionen: fjellkjeden påvirket den asiatiske monsunen og stengte kald luft inne nord for fjellene (Müller, 2022). Slike fjellkjeder påvirker atmosfærisk sirkulasjon og skaper 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 gi 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.
Spor etter fortidens istider: Platedriften har også etterlatt seg fysiske bevis. På kontinenter som i dag ligger spredt – Sør-Amerika, Afrika, India, Australia og Antarktis – finner vi skuringsstriper og forsteinet morene (tillitt) fra en felles nedising for omkring 300 millioner år siden, da disse landmassene lå samlet nær Sydpolen i superkontinentet Pangaea. At sporene passer sammen når vi setter kontinentene tilbake på plass, var et av de viktigste bevisene Alfred Wegener brukte for teorien om kontinentaldrift (Encyclopædia Britannica, 2026).
Platetektonikk forklarer altså de langsomme endringene i klimaet, men ikke de raske vekslingene mellom istider og mellomistider innenfor én og samme istidsperiode – de er for hurtige til at kontinentene rekker å flytte seg nevneverdig. Til disse vekslingene må vi tilbake til de astronomiske faktorene (Milanković-syklusene).
22.9 Biosfæren og klima gjennom tidene
Også livet selv har endret jordens klima – ikke bare omvendt. Utviklingen av biosfæren har flere ganger grepet dypt inn i atmosfærens sammensetning. Her er et par eksempler:
Den store oksygenkatastrofen: Da de første organismene utviklet fotosyntese for rundt 3 milliarder år siden, begynte de å slippe ut oksygen. For omkring 2,4 milliarder år siden steg oksygennivået i atmosfæren kraftig. Samtidig sank nivåene av drivhusgassene CO₂ og CH₄, noe som bidro til en kraftig global nedkjøling (Lee, 2020).
Trærne og karbontiden: I karbonperioden (for ca. 350–300 millioner år siden) utviklet plantene lignin, stoffet som gir ved sin styrke. Lignin var lenge vanskelig å bryte ned, og store mengder dødt trevirke ble begravd uten å råtne. Dette trakk enorme mengder CO₂ ut av atmosfæren (og ga opphav til kullforekomstene), noe som faller sammen med en periode med svært lav temperatur på jorden.
Gressets framvekst: For rundt 6 millioner år siden bredte store gressletter med såkalte C4-planter seg ut over flere kontinenter. C4-planter er spesielt effektive til å ta opp CO₂, og man regner med at de bidro til å senke CO₂-nivået i denne perioden (Nyléhn, 2023).
Mennesker, pest og gjengroing (en omdiskutert hypotese): Også mennesker har påvirket biosfærens klimarolle. En omdiskutert hypotese knytter store befolkningsfall – som under svartedauden på 1300-tallet, da 30–50 % av Europas befolkning døde – til at jordbruksland grodde igjen med skog. Pollenanalyser viser et tydelig skifte fra korn- til trepollen i tiårene etter pesten, og den nye skogen kan ha tatt opp nok CO₂ til å bidra til avkjølingen i forkant av den lille istid. Andre forskere peker på at CO₂-nedgangen kan ha startet allerede før svartedauden, så sammenhengen er ikke entydig (Hoof et al., 2006).
Disse eksemplene minner oss om at biosfæren er en aktiv del av klimasystemet, ikke bare en passiv mottaker av klimaendringer.
22.10 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). Et yngre og svært godt studert eksempel er PETM (paleocen–eocen-termiske maksimum) for rundt 56 millioner år siden, da en rask utslipp av karbon ga 5–6 °C global oppvarming på få tusen år. Mye av metanet ble etter hvert oksidert til CO₂, og den varmere og våtere atmosfæren økte den kjemiske forvitringen av silikatbergarter, som sammen med økt begraving av organisk karbon trakk karbonet ut av systemet igjen. Det tok rundt 100 000–200 000 år før klimaet var tilbake til utgangspunktet – PETM regnes som den nærmeste geologiske parallellen til dagens menneskeskapte karbonutslipp (McInerney & Wing, 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.
Hva regulerer de naturlige nivåene?
Hvorfor svinger de naturlige nivåene av CO₂ og metan i takt med temperaturen? Det skyldes et samspill mellom hav, biosfære og atmosfære:
- Havets opptak av CO₂: Kaldt havvann løser mer CO₂ enn varmt vann. Når havet er kaldt, går det derfor en nettotransport av CO₂ fra atmosfæren til havet; når havet varmes opp, frigjøres CO₂ igjen. Havet virker dermed som en temperaturstyrt buffer for atmosfærens CO₂ (Riebeek, 2011).
- Temperatur og biologi: Lavere temperatur reduserer fotosyntesen, og dermed planters opptak av CO₂. Samtidig avtar nedbrytningen av dødt organisk materiale, som frigjør mindre CO₂. De to virker i hver sin retning, og nettoresultatet avhenger av forholdene.
- Metan fra våtmark og permafrost: Våtmarker slipper ut mer metan i varme, fuktige perioder. I kalde perioder binder permafrost og våtmark karbon og virker som et sluk; ved oppvarming kan de i stedet bli en kilde når frossen jord tiner.
- Vanndamp: Metningstrykket for vanndamp øker tilnærmet eksponentielt med temperaturen. En varmere atmosfære kan derfor holde på langt mer vanndamp, noe som forsterker oppvarmingen ytterligere.
Vi ser nærmere på selve utvekslingen mellom hav og atmosfære i kapittel 23.
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.
22.11 Istider og mellomistider
Som vi definerte innledningsvis (delkapittel 22.3), lever vi i dag i en mellomistid innenfor istidsperioden kvartær. 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.
Hva skal til for nedising?
For at store innlandsiser skal kunne bygge seg opp, holder det ikke med variasjoner i jordbanen alene. Flere forhold må spille sammen:
- Det må ikke være for varmt globalt.
- Det må finnes høye fjellområder på midlere breddegrader med nok nedbør til at breer kan dannes.
- Klimasystemet (vinder og havstrømmer) må være følsomt for små endringer i solinnstråling.
- Atmosfærens sammensetning må ligge gunstig til, med lavt nok innhold av drivhusgasser.
- Kontinentene må ligge gunstig plassert – gjerne med landmasse nær en pol.
Det er først når flere av disse forholdene er oppfylt samtidig, at de astronomiske variasjonene (Milanković-syklusene) klarer å utløse en nedising.
22.12 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 22.15, og forklar hvordan temperaturen under “den lille istid” kan rekonstrueres.
Forklar forskjeller mellom siste istid og “den lille istid”.
