Siden siste istid for 11 700 år siden har breene variert i størrelse som en respons på forandringer i klimaet. I hovedsak er det forholdet mellom sommertemperatur og vinternedbør som bestemmer om breen vil vokse frem eller gå tilbake.

Under middelalderen førte varmere somre og lite vinternedbør til at mange breer i Norge var mindre enn i dag.

Denne perioden ble etterfulgt av et kjøligere klima fra om lag 1350 og vi fikk en kraftig vekst av breene, kjent som den lille istiden. På midten av 1700-tallet hadde de fleste breene i Vest-Norge nådd sin største utbredelse siden slutten av siste istid. Årsaken til breveksten under den lille istid en var en kombinasjon av kalde somre og nedbørsrike vintre.

I dagens situasjon venter vi å få mer nedbør, men det snør ikke nok til å kompensere for høyere sommertemperatur. Effekten på de norske breene er likevel mindre enn ellers i verden.

Hva er en isbre?

Ifølge den svenske glasiologen Hans Wilhelmsson Ahlmann kan en isbre defineres som en masse av snø og is som i hovedsak ligger på land, og som er, eller har vært, i bevegelse. Isbreer er altså mer eller mindre permanente ansamlinger av is og hard snø som har en tilstrekkelig tykkelse og tyngde til å bevege seg på grunn av sin egen vekt.

Snø må vanligvis ligge i 10–15 år før den omdannes til breis og senere til en isbre.

Breers volumendring og frontvariasjoner

Breers volum kan sees på som et regnskap der inntekten (nedbør i form av snø) og utgiften (smelting på grunn av høy sommertemperatur) bestemmer massebalansen fra år til år, det vil si om breen øker eller minker i volum og masse.

I år med positiv massebalanse akkumulerer breen mer snø, som så omsettes til is, enn volumet som smelter bort om sommeren. Er nedsmeltingen om sommeren større enn tilveksten om vinteren, blir årsbalansen negativ. Når brefronten flytter seg, skyldes det endringer i breens massebalanse.

Det finnes i hovedsak to typer bredata

1. Massebalansedata som er basert på målinger.
2. Frontendringer som fastsettes på bakgrunn av historiske hendelser, morenerygger, kartlav og direkte målinger.

Breers reaksjonstid

Brefronten har en forsinket reaksjon i forhold til klima. Tidsforskjellen gjenspeiler tiden det tar fra effektene av en økning eller minking i breens årlige balanse når breens front. Reaksjonstiden er derfor lengre for større enn for mindre breer, og lengre for polare breer enn temperte breer. Breefrontens reaksjonstid påvirkes blant annet av breunderlagets helning, istykkelse og istemperatur.

Ikke rester av istiden

Forskere ved Bjerknessenteret har studert isbreer i mer enn 30 år og kommet frem til at de fleste isbreene i Norge har vært bortsmeltet minst én gang etter siste istid. Denne perioden var for cirka 8000–6000 år siden. Forskerne har hovedsakelig brukt sedimentkjerner fra innsjøer i nærheten av breene til å rekonstruere brevariasjoner. Breforskning kan hjelpe til å forstå og teste ut klimamodeller.

Klima er vanligvis definert som det gjennomsnittlige været over en periode som kan strekke seg fra noen måneder, tiår og enda lengre tidsskaler. Det er vanlig å beskrive klimaet ved middelverdier av temperatur, nedbør og vind. En klimaendring vil da være en endring i middelverdien i en gitt periode, sammenlignet med en referanseperiode (for eksempel brukes perioden 1961–1990 som «normalperiode»).

Klimasystemet endres over tid gjennom jordens interne dynamikk og gjennom ytre påvirkning. Ytre påvirkning inkluderer naturlige årsaker som vulkanutbrudd og endringer i solinnstråling og menneskeskapte endringer i atmosfærens sammensetning og vegetasjon.

I et stabilt klima er det balanse mellom strålingsenergi fra sola og stråling tilbake til verdensrommet. Forandringer i energibalansen kan forekomme ved endringer i:

• planetbaner og solaktivitet
• atmosfærens og bakkens evne til å reflektere solstråling tilbake til verdensrommet (albedo)
• langbølget utstråling mot verdensrommet

Endringer i skymengde, partikler og vegetasjon endrer hvor mye av strålingen fra solen som reflekteres tilbake til verdensrommet, mens endringer i drivhusgasser endrer hvor mye langbølget stråling atmosfæren sender ut. Endringer i skymengde og skyfordeling vil også påvirke den langbølgede strålingen.

Hva er drivhuseffekten?

Alle ting sender ut stråling. Bølgelengden avhenger av temperaturen. Mens drivhusgassene slipper kortbølget solstråling relativt uhindret gjennom atmosfæren, absorberer de samme gassene nesten all den langbølgete strålingen – varmestråling – som sendes ut fra jorden. Dermed bevares mer varme i atmosfæren. Mindre energi forsvinner ut i verdensrommet, og det blir varmere på jorda.

Solen holder en temperatur på 6000 °C og sender ut synlig lys og kortbølget, ultrafiolett stråling (hvite piler i figur 1). Skyer, partikler og gasser tar opp (absorberer) og reflekterer til sammen halvparten av solstrålingen. Av det som når bakken, reflekteres noe, men det meste absorberes og varmer opp jorda.

Jorda har en gjennomsnittstemperatur på cirka 15 °C og sender ut usynlig, langbølget stråling (sorte piler i figur 1) mot atmosfæren. Denne strålingen kalles også infrarød stråling eller varmestråling. Atmosfæren absorberer nesten all den langbølgete strålingen som sendes ut fra jorden, med unntak av en liten del (12 %), som slipper gjennom og ut i verdensrommet. Når atmosfæren absorberer varmestråling fra jorden, blir også atmosfæren varmet opp og sender ut mer langbølget stråling – både ned mot jorda og ut i verdensrommet. Men fordi atmosfæren er kaldere enn jordoverflaten, sender atmosfæren mindre stråling utover enn det bakken gjør. Dermed blir strålingstapet fra jordens overflate mindre enn det ville vært uten atmosfæren.

Det er dette som kalles drivhuseffekten: Ved å ta opp infrarød stråling fra jorden og sende ny stråling tilbake, virker skyer, gasser og partikler i atmosfæren som et slags drivhus. Gassene kalles drivhusgasser. Atmosfærens drivhuseffekt gjør at gjennomsnittstemperaturen på jorden er ca. 18 °C enn den ville vært om jorden ikke hadde hatt noen atmosfære.

Hva skjer når mengden av drivhusgasser og aerosoler øker?

De viktigste drivhusgassene er karbon-dioksid (CO₂), troposfærisk ozon (O₃), metan (CH₄), lystgass (N₂O) og klor-fluor-karboner (KFK). Atmosfærekonsentrasjonen av alle disse gassene stiger som følge av menneskelig aktivitet og drivhuseffekten i tiden frem-over vil uten tvil øke. Nitrogen, oksygen og argon utgjør tilsammen 99,96 % av atmosfæren, men er uten betydning som drivhusgasser fordi de ikke tar opp og sender ut infrarød stråling.

Mengden av drivhusgasser med lang oppholdstid i atmosfæren slik som CO₂, metan og lystgass i atmosfæren har økt betydelig de siste 50 år (se figur 2). Siden førindustriell tid har luftens innhold av CO₂ økt med nærmere 40 %, og innholdet øker for hvert år. Innholdet av metan har økt med 17%. Dette skyldes i hovedsak menneskelig aktivitet og bidrar til å varme opp kloden. Vi må mer enn en million år tilbake for å finne høyere innhold av klimagasser i atmosfæren.

Den globale middeltemperaturen har steget med rundt 1 °C i løpet av de siste 140 år. De siste tiårene har temperaturen økt spesielt mye, med 1998, 2005, 2010 og 2014 som de varmeste årene. Temperaturen viser alltid store variasjoner fra år til år. De varmeste årene kan som regel knyttes til en varm fase i det naturlige fenomenet El Niño, som gir høye temperaturer i Stillehavet ved ekvator. De kaldeste årene kan som regel knyttes til den negative fasen, La Niña, som gir lave temperaturer samme sted. Det er stor enighet blant forskerne om at rundt 80 % av oppvarmingen de siste 60 år skyldes akkumulering av drivhusgasser i atmosfæren, først og fremst pga økt forbrenning av olje, kull og gass.

Mengden partikler i atmosfæren øker også, noe som gir en reduksjon i oppvarmingen. Typisk vil mørke sotpartikler nær bakken absorbere sollys og gi økning, mens lyse små sulfatpartikler i stratosfæren vil reflektere innkommende solstråling. I tillegg til direkte refleksjon av strålingen gir økning i mengden partikler flere skyer, noe som forsterker tilbakespredning av sollys.

Referanser

Intergovernmental Report for Climate Change (IPCC) Fourth Assessment Report 2007.

Klimavariasjoner og endringer i vår region er sterkt påvirket av varmen som hav og atmosfære bringer med seg fra sørligere breddegrader. Uten Golfstrømmen og vestavindsbeltet  ville Norge vært 10–15 grader kaldere. Global oppvarming kan føre til endringer i havsirkulasjon og Golfstrøm-systemet, for eksempel hvis vesentlige deler av innlandsisen på Grønland smelter.

Hva er Golfstrømmen?

Jorden mottar mer varme fra solen ved ekvator enn ved polene. Denne ubalansen utlignes ved at varme kontinuerlig fraktes fra tropene med storstilte vinder og havstrømmer mot høyere breddegrader. Golfstrømmen er den dominerende aktøren i dette for havets del. Den spiller en nøkkelrolle i vårt milde klima da vestavindsbeltet over Europa i stor grad får sin varme fra Golfstrømmen.

Golfstrømsystemet – fra Mexicogulfen gjennom Nordatlanteren og delvis inn i Norskehavet – avgir sin varme til atmosfæren her i nord. Den varme strømmen i overflaten balanseres av en kaldere returstrøm sydover i Atlanterhavet (se Figur 1). Strømmen sydover skjer både i dypet og i overflaten.

Når Golfstrømmen når våre breddegrader, er den blitt så sterkt nedkjølt (og dermed tyngre) at den blandes med vannet under. Den dype returstrømmen består av disse «nyblandede» vannmassene. Blandingen må svare til strømmens styrke, ellers endres systemets likevekt. Varmen som Golfstrømmen avgir i nord får den fra solen i tropiske farvann. Dette varmeopptaket må også være i balanse med strømmens styrke for at systemet ikke skal endres.

Hva skjer hvis Golfstrømmen stopper?

En forrykning av sirkulasjonen er et mulig utfall av dagens menneskeskapte oppvarming. En kollaps av greinen inn i Norskehavet kan for eksempel følge dersom vesentlige deler av innlandsisen på Grønland smelter. Dette enorme ferskvannstilskuddet vil «legge brakk» Norskehavets overflatelag. Det blir med andre ord så mye lettere enn de underliggende vannmassene at omformingen fra overflate til dypvann stopper opp. Ved en kollaps vil det nordeuropeiske klimaet nærme seg det mer enn 5 grader kaldere enn middelklimaet for våre breddegrader.

Klimamodellene viser at styrken på Golfstrømsystemet kan bli svekket med omlag 10–30 % i løpet av dette århundre ved fortsatt global oppvarming. Dette betyr redusert varmetransport fra sør mot nord i havet. Men siden økende lufttemperatur mer enn kompenserer for den reduserte varmetransporten i havet, vil temperaturen øke i Norge selv med en redusert Golfstrøm.

Det er også slik at vi forventer at den østligste greinen av Golfstrømsystemet – den som strømmer inn i Norskehavet like nord for Skottland – vil opprettholdes selv om Golfstrømmen svekkes lenger mot sør. Det er derimot mulig at områdene ved Island og Sør-Grønland vil oppleve mindre temperaturøkning grunnet svekkelse av den vestlige greinen av Golfstrømmen.

Referanser

Intergovernmental Report for Climate Change (IPCC) Fifth Assessment Report, WG1 Climate Change, The Physical Basis, 2013.

Dokken, T.M., m.fl., 2013: Dansgaard-Oeschger cycles: interactions between ocean and sea ice intrinsic to the Nordic Seas, Paleocean., 28, 491-502.

Eldevik, T., m.fl., 2014: A brief history of climate – the northern seas from the Last Glacial Maximum to global warming. Quat. Sci. Rev., 106, 225–246.

Glessmer, M.S., m.fl., 2014: Atlantic origin of observed and modelled freshwater anomalies in the Nordic Seas. Nature Geoscience, 7, 801–805.

Hátún, H., m.fl., 2005: Influence of the Atlantic Subpolar Gyre on the Thermohaline Circulation. Science, 309, 1841–1844.

Onarheim, I.H., m.fl., 2015: Skillful prediction of Barents Sea ice cover. Geophys. Res. Lett., in press.

Halvparten av de menneskeskapte CO₂-utslippene blir absorbert i havet og av vegetasjonen på land. Endringer i disse naturlige kildene og slukene for CO₂ kan derfor ha stor betydning for klimaendringene i fremtiden.

Opptak og utslipp av klimagasser på landjorda foregår i et naturlig kretsløp mellom jorda og atmosfæren. Planter som vokser tar opp CO_² fra luften gjennom fotosyntesen, og karbonet lagres midlertidig i biomasse, skogsjord, torv og humus. Gjennom respirasjon (ånding) hos både planter og dyr og ved nedbrytning, brenning eller hogst av organisk materiale frigjøres CO₂ igjen til atmosfæren. Avskoging forstyrrer den naturlige balansen mellom opptak og utslipp, og bidrar til økt CO₂-innhold i atmosfæren.
 

Hjelper det å plante skog?

Selv om hovedopptaket av karbon skjer i trærne, er det ikke her det største lageret av karbon finnes. Trærne (med stamme, kvist og bar) står for cirka 10 %, og selve tømmerstokken utgjør ikke mer enn 5–6 % av skogens karbonlager. Mer enn 60 % av skogøkosystemenes karbonlager ligger i skogsjorden, mens lagrene i myrene utgjør om lag 35 %. Selv om usikkerheten i tallene er stor, er det viktig å ta hensyn til hvordan ulike skogbrukstiltak påvirker det store karbonlageret som finnes i skogsjord og myrer, og i minst mulig grad reduserer dette lageret.

Dersom vi skal få til nylagring av karbon i skog, må vi plante skog der det tidligere ikke naturlig har forekommet skog, eller plante andre skogtyper som lagrer mer karbon enn det den naturlige vegetasjonen gjør. Slike tiltak kan være svært skadelige for den opprinnelige naturen og for det biologiske mangfoldet. 

Med stor skogbruksaktivitet gjennom hogst, veibygging og vedlikehold av grøfter risikerer man at karbonlagre i jord og myrer frigjøres, slik at klimaregnskapet blir negativt. Dette gjelder enten man avvirker skog på ordinær måte eller bruker den til bioenergi.

Et alternativ som kan være et godt klimatiltak er å la skog være i fred og bli gammel. Dette vil bidra til langsiktig og trygg lagring av svære mengder karbon i skogsjorden. I så måte vil faktisk vern av gammel skog være et fornuftig klimatiltak. Potensialet for å øke karbonfangst og -lagring i boreale skoger – som strekker seg gjennom Canada, Russland, Alaska og Skandinavia – vurderes som lavt. Men de utgjør det nest største lageret av karbon, som kan gå tapt til atmosfæren ved skogbranner, drenering av myrer, hogst og gruvedrift.

Her kan du lese mer hvorfor: 

Skogøkosystemene

Det meste av opptaket av karbon på land skjer i skogøkosystemene, som dekker om lag 30 % av det totale landarealet på kloden. I Europa er omtrent 1/3 av landarealet skogdekt, mens i Norge er circa 40 % av landarealet dekket av skog. Skogene absorberer omtrent 20 % av de totale globale utslippene av karbon. Skog som får stå i fred kommer etter tid i en likevektsfase der opptaket og utslippet av karbon er omtrent like store.

I moderne skogbruk hogges skogen ofte før en slik likevektsfase oppnås. Når skogen hogges, får jorda tilført karbon fra hogstavfallet, det vil si greiner, kvister, nåler, blader og døde røtter. Dette medfører at mye CO₂ frigjøres og går tilbake til atmosfæren. Økningen i CO₂-utslipp fra en hogstflate er midlertidig og i norske skoger er dette utslippet vurdert til å vare i rundt 10–20 år. Etter hogst blir jordbunnen eksponert for mer lys, mer nedbør og større temperaturendringer. Dette påvirker nedbrytingen av organisk materiale som ligger lagret i jordbunnen.

Fordi avskoging øker nedbrytningen av organisk materiale i jordbunnen, vil det frigjøres mer karbon fra jorden. Dette påvirker konsentrasjonen av klimagasser i atmosfæren, og dermed øker drivhuseffekten. Omtrent 1/6 av de årlige klimagassutslippene skyldes avskoging og skogforringelse.

Hvor viktig er regnskogene?

Tropiske skoger utgjør det største karbonlageret på land. I disse skogene er det årlige opptaket rundt 1,3 milliarder tonn (gigatonn) karbon, noe som tilsvarer cirka 15 % av de totale karbonutslippene fra menneskelige aktiviteter.

I følge den siste hovedrapporten fra FNs klimapanel står endringer i bruken av arealer og frigjøring av karbon ved avskoging for ca. 15 % av de globale klimagassutslippene. En betydelig del av nødvendige kutt i utslippene av klimagasser kan gjøres gjennom redusert avskoging, mer miljøvennlig landbruk og vern av myr- og torvområder. Oppdyrking av myr fører til betydelig omdanning av organisk materiale og tap av CO₂ til atmosfæren. Det er beregnet at karbontapet er 500 kg karbon/år/dekar dyrket myr. Rett etter dyrkingen er karbontapet/utslippet størst. Tallene tilsvarer utslippet fra en tropisk regnskog i et 20-års perspektiv.

Norske skoger

Ifølge beregninger fra Miljødirektoratet har opptaket av CO₂ i norske skoger økt fra rundt 14 millioner tonn i 1990 til 32 millioner tonn i 2011. Nettoopptaket nådde trolig sitt høyeste nivå i perioden 2003–2007. På grunn av skogens alderssammensetning vil den årlige nettotilveksten avta framover og nå et nivå på rundt 19 millioner tonn CO₂ i 2020. Hovedårsaken til det store nettoopptaket av CO₂ i norsk skog skyldes at det er relativt store områder med ung skog der opptaket av CO₂ er stort. Denne situasjonen skyldes at vi tidligere har hogget skogsområder, og dermed frigjort store mengder CO₂, som dagens unge og hurtigvoksende skog nå tar opp igjen.

Forskning ved Norsk institutt for skog og landskap viser at 10–30 år gammel skog binder mer karbon i trær, bunnvegetasjon, strø og jord enn det som avgis i form av CO₂ fra nedbrutt organisk materiale i jorda. Tilsvarende vil ung skog i god vekst ta opp mye CO₂. Hogstmoden skog vil gjøre det i mindre grad, mens overmoden skog kan gi økte CO₂-utslipp.

Referanser

Norsk Klimapolitikk. Meld. St.nr. 21 (2011–2012).

Pan et al. 2011. A Large and Persistent Carbon Sink in the World’s Forests Science, 333, 988–993.