26  Klimamodellering - fremtidsklima

Forfatter

Elisabeth Engum

Oppdatert

14. March 2026

26.1 Klimamodeller og fremtidsklima

Klimamodeller er matematiske representasjoner av klimasystemet på jorden. De er sentrale verktøy for å forstå hvordan klimaet har endret seg tidligere, hva som driver endringene vi ser i dag, og hvordan det kan utvikle seg i fremtiden. Modellene spenner fra enkle, konseptuelle modeller som kan løses med penn og papir, til ekstremt komplekse jordsystemmodeller (Earth System Models, ESMs) som kjøres på verdens kraftigste superdatamaskiner og simulerer samspillet mellom atmosfæren, havet, landjorden, isen og biosfæren.

I dette kapittelet skal vi se nærmere på noen av de grunnleggende konseptene bak klimamodellering, og hvordan modellene har utviklet seg til å bli stadig mer avanserte.

26.2 Tilbakekoblingseffekter

Når klimasystemet blir utsatt for et ytre pådriv, som for eksempel økte konsentrasjoner av drivhusgasser, vil den globale temperaturen begynne å stige. Denne første oppvarmingen setter i gang en rekke andre prosesser i klimasystemet. Disse prosessene, kjent som tilbakekoblingseffekter (feedback effects), kan enten forsterke eller dempe den opprinnelige oppvarmingen.

En positiv tilbakekobling forsterker den opprinnelige endringen, mens en negativ tilbakekobling motvirker den og virker stabiliserende. For å forstå hvorfor klimamodeller anslår en betydelig oppvarming i fremtiden, er det avgjørende å forstå de viktigste tilbakekoblingseffektene. Nedenfor ser du ulike viktige tilbakekoblingseffekter i klimasystemet:

  • Planck-tilbakekoblingen (negativ): Dette er den mest fundamentale negative tilbakekoblingen. Alle objekter sender ut varmestråling, og jo varmere et objekt er, desto mer stråling sender det ut. Når jorden blir varmere, øker den utgående varmestrålingen til verdensrommet, noe som motvirker oppvarmingen og bidrar til å stabilisere temperaturen.

  • Vanndamp-tilbakekoblingen (positiv): Dette er den kraftigste positive tilbakekoblingen. Når atmosfæren blir varmere, kan den holde på mer vanndamp. Siden vanndamp er en potent drivhusgass, fører økt vanndamp i atmosfæren til ytterligere oppvarming.

  • Temperaturgradient-tilbakekoblingen (Lapse rate) (totalt negativ, store forskjeller mellom tropene og polare strøk): I troposfæren synker normalt temperaturen med høyden. Klimamodeller forutsier at ved global oppvarming vil den øvre troposfæren varmes opp mer enn overflaten. Dette reduserer den vertikale temperaturgradienten (“lapse rate”). Siden jorden stråler ut varme fra høyt oppe i atmosfæren, fører en varmere øvre troposfære til mer effektiv utstråling til verdensrommet. Dette virker avkjølende og er en negativ tilbakekobling som demper den totale oppvarmingen.

  • Is-albedo-tilbakekoblingen (positiv): Is og snø er lyse overflater som reflekterer en stor andel av innkommende sollys (høy albedo). Når temperaturen stiger, smelter is og snø, og mørkere overflater som hav eller landjord kommer til syne. Disse mørkere flatene absorberer mer solenergi, noe som fører til ytterligere oppvarming og mer smelting. [Bilde av minkende sjøis i Arktis]

  • Sky-tilbakekoblingen (usikker): Skyer har en dobbel rolle. Lave, tykke skyer har en avkjølende effekt fordi de effektivt reflekterer sollys. Høye, tynne skyer har derimot en oppvarmende effekt fordi de slipper gjennom sollys, men stenger inne varmestråling fra jorden. Den totale effekten av sky-tilbakekoblingen er den største kilden til usikkerhet i klimamodellene, men de fleste modeller antyder at den samlede effekten er svakt positiv (forsterkende).

26.3 Toboksmodellen: En forenklet tilnærming

For å illustrere hvordan klimapådriv, tilbakekoblinger og varmeopptak i havet henger sammen, kan vi bruke en forenklet modell, ofte kalt en toboksmodell. Denne modellen deler klimasystemet inn i to “bokser”:

  • Det øvre blandingslaget: Representerer atmosfæren og det øverste laget av havet (typisk de øverste 50-100 meterne). Dette laget varmes direkte opp av endringer i strålingspådriv og reagerer relativt raskt.

  • Dyphavet: Representerer resten av havet. Dette laget har en enorm varmekapasitet og utveksler varme med det øvre laget, men mye saktere.

Modellen fungerer slik:

  • Et klimapådriv (f.eks. økt CO₂) gir et energioverskudd som varmer opp det øvre blandingslaget.

  • Tilbakekoblingseffektene (som beskrevet over) forsterker denne oppvarmingen.

  • Varmeopptak i dyphavet gjør at en del av energioverskuddet overføres fra det øvre laget til dyphavet. Dette gjør at overflatetemperaturen stiger saktere enn den ville gjort uten et dyphav.

Toboksmodellen er en forenklet modell, men den fanger essensen i hvordan systemet reagerer på en endring: en umiddelbar respons i overflatesystemet som forsterkes av tilbakekoblinger, og en tregere respons styrt av den enorme termiske tregheten til dyphavet.

26.4 Varmeopptak i dyphavet og klimaets treghet

Havet spiller en helt sentral rolle i å forme responsen på global oppvarming. Vann har en svært høy spesifikk varmekapasitet, noe som betyr at det kreves mye energi for å varme det opp. Siden havet dekker over 70 % av jordens overflate, fungerer det som et gigantisk varmereservoar.

Analyser viser at over 90 % av den ekstra energien som er tilført klimasystemet de siste 50 årene på grunn av økte drivhusgassutslipp, har blitt tatt opp av havet. Dette har to viktige konsekvenser:

  1. Brems på overflateoppvarmingen: Uten havets evne til å absorbere varme, ville oppvarmingen av atmosfæren og landjorden ha vært dramatisk mye raskere og kraftigere. Havet bremser med andre ord den globale oppvarmingen vi måler ved overflaten.
  2. Klimaets treghet: Varmen som er lagret i dyphavet, forsvinner ikke. Den vil fortsette å påvirke klimaet i århundrer og årtusener fremover. Selv om vi skulle klare å stanse alle utslipp av drivhusgasser i morgen, vil overflatetemperaturen fortsette å stige noe etter hvert som havet og atmosfæren beveger seg mot en ny energibalanse. Dette fenomenet kalles klimaets treghet. I tillegg fører et varmere hav til at havnivået stiger på grunn av termisk ekspansjon.

26.5 Klimamodeller: Fra enkle til komplekse

Klimamodeller har utviklet seg betydelig siden de første enkle energibalansemodellene. I dag finnes det flere typer klimamodeller, hver med ulik kompleksitet og anvendelse:

  • Energibalansemodeller (EBMs): Disse er de enkleste modellene og fokuserer på den globale energibalansen mellom innkommende solstråling og utgående varmestråling. De gir et grunnleggende rammeverk for å forstå hvordan endringer i strålingspådriv påvirker global temperatur. Modellene vi jobbet med i kapittel 4.6 er et eksempel på en EBM.

  • Boksmodeller: Disse modellene deler klimasystemet inn i flere “bokser” eller lag, som atmosfæren, havets overflate og dyphavet. De kan inkludere grunnleggende tilbakekoblinger og varmeutveksling mellom lagene, som i toboksmodellen beskrevet tidligere. Vi skal jobbe videre med en toboksmodel senere i dette kapittelet.

  • Globale sirkulasjonsmodeller (GCMs): Disse er langt mer komplekse og simulerer de fysiske prosessene i atmosfæren og havet på et tredimensjonalt rutenett over hele jorden. GCMs inkluderer sirkulasjonen både i atmosfæren og i havet, samt vekselvirkninger med land og is. De kan også inkludere grunnleggende kjemiske og biologiske prosesser. Disse modellene er for avanserte til at vi kan kjøre disse modellene i Geofag 2.

  • Jordsystemmodeller (ESMs): Disse er de mest avanserte klimamodellene og bygger videre på GCMs ved å inkludere flere komponenter av jordsystemet, som karbonets kretsløp, aerosoler, skyer og biosfæren. ESMs kan simulere komplekse vekselvirkninger mellom disse komponentene og gir en mer helhetlig forståelse av klimasystemet. Disse modellene krever ofte stor regnekraft, og kjøres på større superdatamaskiner.

Klimamodeller brukes til en rekke formål, inkludert å forstå fortidens klimaendringer, forutsi fremtidige klimaendringer under ulike utslippsscenarier, og vurdere virkningen av ulike klimapolitikker. De er også essensielle verktøy for internasjonale klimavurderinger, som de som utføres av FNs klimapanel (IPCC).

26.6 IPCC og dobling av CO₂

FNs klimapanel (IPCC) har i sine rapporter oppsummert den vitenskapelige kunnskapen om klimaendringer. For å kunne sammenligne ulike klimamodeller på en standardisert måte, har forskere lenge brukt et idealisert eksperiment: Hva skjer med den globale temperaturen hvis konsentrasjonen av CO₂ i atmosfæren brått dobles fra før-industrielt nivå (ca. 280 ppm til 560 ppm) og holdes der?

Resultatet fra dette eksperimentet gir oss et mål på modellens klimafølsomhet. Den mest sentrale definisjonen er likevektsfølsomheten (Equilibrium Climate Sensitivity, ECS), som er den endelige temperaturøkningen etter at klimasystemet har kommet til en ny likevekt, noe som kan ta flere hundre år på grunn av tregheten i havet.

IPCCs sjette hovedrapport (AR6) konkluderer med at den sannsynlige klimafølsomheten ligger i intervallet 2,5 °C til 4,0 °C, med et beste anslag på 3,0 °C. Dette betyr at en dobling av CO₂-konsentrasjonen til slutt vil føre til en global oppvarming på rundt 3 grader. Usikkerheten i dette anslaget skyldes i hovedsak hvordan de ulike modellene beregner tilbakekoblingseffektene, spesielt fra skyer.

26.7 Globalt oppvarmingspotensial

Ikke alle klimagasser er like effektive til å varme opp atmosfæren. For å kunne sammenligne dem bruker forskere et mål kalt globalt oppvarmingspotensial (Global Warming Potential, GWP). GWP angir hvor mye varme en gass fanger over en gitt tidsperiode – vanligvis 100 år – sammenlignet med CO₂, som er referansegassen med en GWP-verdi på 1.

Metan (CH₄) har for eksempel en GWP på rundt 28–80, avhengig av tidshorisonten. Det betyr at ett tonn metan varmer atmosfæren 28–80 ganger mer enn ett tonn CO₂ over 100 år. Lystgass (N₂O) har en GWP på rundt 273, og visse industrielle gasser som SF₆ har en GWP på over 23 000.

GWP-verdiene gjør det mulig å slå sammen utslipp av ulike klimagasser til én felles enhet: CO₂-ekvivalenter (CO₂e). Når du hører at verden slipper ut rundt 50–55 milliarder tonn CO₂e per år, er det denne omregningen som ligger til grunn. Det gjør det enklere å vurdere effekten av tiltak på tvers av ulike sektorer og gasser – for eksempel å sammenligne effekten av å kutte metan fra landbruk med å kutte CO₂ fra transport.

26.8 Utviklingen av klimamodeller

Klimamodellene har gjennomgått en enorm utvikling siden de første forsøkene på 1960- og 70-tallet. Kompleksiteten har økt i takt med økt kunnskap om klimasystemet og tilgangen på kraftigere datamaskiner.

  • 1970-tallet: De første modellene var enkle atmosfæremodeller som kun så på strålingsbalansen.

  • 1980-tallet: Modellene begynte å inkludere enklere representasjoner av landoverflater og et hav med en fast temperatur.

  • 1990-tallet: Modellene inkluderte prosesser i havet, som havsirkulasjon og transport av varme. Det ble inkludert effekter av aerosoler og sjøis.

  • 2000-tallet: Modellene begynte å inkludere karbonsyklusen, som simulerer hvordan CO₂ tas opp og frigjøres av hav og vegetasjon. Dette markerte overgangen til det vi kaller jordsystemmodeller (ESMs).

  • I dag: Dagens mest avanserte modeller inkluderer også dynamiske isdekker (for Grønland og Antarktis), atmosfærisk kjemi og mer detaljerte prosesser i biosfæren.

Denne økte kompleksiteten gjør at modellene blir stadig bedre til å simulere ikke bare den globale gjennomsnittstemperaturen, men også regionale klimaendringer, endringer i nedbørsmønstre, ekstremvær og samspillet mellom ulike deler av jordsystemet.

Modellene brukes ikke til å forutsi været på en bestemt dato om 100 år, men til å lage klimafremskrivninger – det vil si å beregne de statistiske egenskapene til klimaet i fremtiden under ulike utslippsscenarioer.

26.9 Fremtidsscenarioer: SSP-banene

For å beregne hvordan klimaet vil utvikle seg, trenger klimamodellene forutsetninger om fremtidige utslipp. Disse forutsetningene er organisert i et sett med Shared Socioeconomic Pathways (SSPs) – delte sosioøkonomiske utviklingsbaner – som brukes i IPCCs sjette hovedrapport (AR6).

Hver SSP beskriver en mulig fremtid basert på kombinasjoner av befolkningsvekst, energibruk, teknologiutvikling og klimapolitikk. Tallet etter SSP angir strålingspådrivet i watt per kvadratmeter (W/m²) i år 2100 – jo høyere tall, desto kraftigere oppvarming:

Scenario Beskrivelse Anslått oppvarming innen 2100
SSP1-1.9 Ambisiøs omstilling, netto null rundt 2050 ~1,5 °C
SSP1-2.6 Sterk klimapolitikk ~1,8 °C
SSP2-4.5 Moderat innsats, «middelveien» ~2,7 °C
SSP3-7.0 Svak klimapolitikk, høye utslipp ~3,6 °C
SSP5-8.5 Svært høye utslipp, fossil-intensiv vekst ~4,4 °C

SSP-banene er ikke spådommer – de er scenarioer som viser hva som kan skje under ulike valg. De er et sentralt verktøy for å kommunisere klimarisiko til beslutningstakere og illustrerer tydelig at størrelsen på fremtidens klimaendringer i stor grad avhenger av politiske og samfunnsmessige veivalg vi tar i dag. Vi skal se nærmere på konsekvenser av klimaendringer i kapittel 27.