Redigerer Drivhuseffekt (avsnitt)

=== Strålingsbalanse og drivhuseffekt ===
==== Atmosfærens respons på lang- og kortbølget stråling ====
Objekter (og gasser) absorberer og emitterer stråling innenfor visse intervaller av bølgelengder, det en kaller for bølgebånd. Et eksempel er et vindusglass, som har egenskapen at ultrafiolett og infrarød lys, altså lys med henholdsvis stor og liten bølgelengde, blir absorbert. Derimot går det synlige lyset rett gjennom. En sier at glass er [[Transparens|transparent]] for synlig lys.{{sfn|Grønås|2011|p=55}}

En klimagass som CO<sub>2</sub> kjennetegnes ved at den absorberer den langbølgede infrarøde strålingen fra jordoverflaten godt. Derimot slipper den kortbølgede strålingen rett gjennom. Energien som tas opp ved absorpsjon i en gass, blir omgjort til [[kinetisk energi]] i [[molekyl]]ene, også kalt ''[[indre energi]]''.{{sfn|Grønås|2011|p=55−56}} Dette kommer av molekylenes vibrasjons- og rotasjonstilstander, der opptak eller avgivelse skjer i diskrete overganger mellom energinivåer, og er årsaken til at absorpsjon og emisjon skjer ved visse bølgelengder. Dette beskrives matematisk ved hjelp av [[kvantemekanikk]].{{sfn|Stordal|1993|p=18}} Energien som tas opp ved absorpsjon, fordeles mellom gassene ved kollisjoner mellom molekylene, noe som gir økt temperatur.{{sfn|Grønås|2011|p=55−56}}

[[Fil:Atmospheric Transmission.png|mini|upright=1.8|Figuren viser [[absorpsjonsband|absorpsjonsbåndene]] (intervaller) i jordens atmosfære i midten, og effekten som dette har på både solstråling og oppadgående termisk stråling, øverste graf. Individuelle absorpsjonsspekter for vanlige klimagasser og [[Rayleigh-spredning]] er vist i nedre panel.<small>Illustrasjon: Robert A. Rohde</small>]]

I figuren vises i det øverste panelet atmosfærens absorpsjonsspekter for sollys (rød) til venstre. Figuren viser at mesteparten av solstrålingens energi er i den synlige delen av spekteret, i intervallet {{nowrap|0,4–0,7 μm}}. Den delen av spektret som har lange bølgelengder, blir absorbert, noe som er vist til venstre i panelet i midten. Denne delen av sollysets energi forårsaker kjemiske prosesser i atmosfæren. Som panelet i midten også viser, blir en stor del av den synlige delen av sollyset sluppet ned til jordoverflaten.{{sfn|Stordal|1993|p=15}}

Panelet i midten viser også [[spredning]]en av sollyset. Først og fremst er det skyer, partikler og gassmolekylene som forårsaker lysspredning. De første to faktorene varierer mye både fra sted til sted og med tidspunkt, derimot er molekylenes spredning lite variabel. Størst er spredningen langt nede i atmosfæren.{{sfn|Stordal|1993|p=15}}

Jorden emitterer langbølget stråling (blå), noe som er vist i det øverste panelets høyre del. Den terrestriske strålingen er mest intens for bølgelengder rundt {{nowrap|10 μm}}. Spredning er ikke nevneverdig for denne strålingen, men en del gasser i atmosfæren absorberer langbølget stråling, se det midterste panelets høyre del. Gassene i atmosfæren har karakteristiske egenskaper for absorpsjon og emisjon av langbølget stråling i visse bølgebånd. Dette er vist detaljert i de mindre panelene i nedre del av figuren. Her kan en se at CO<sub>2</sub> absorberer langbølget stråling spesielt mye for bølgelengder rundt {{nowrap|15 μm}}. O<sub>2</sub> og O<sub>3</sub> absorberer derimot mest rundt bølgelengden {{nowrap|10 μm}}. En annen komponent i atmosfæren som absorberer svært mye langbølget stråling, er vanndamp. Vanndampen absorberer stråling i betydelig bredere bånd enn de andre gassene, den har derfor størst betydning som klimagass,{{sfn|Stordal|1993|p=17–18}} rundt 50 %.<ref>{{snl|Drivhuseffekten|Drivhuseffekten}}</ref> Også skyer absorberer langbølget stråling.{{sfn|Stordal|1993|p=17–18}}

For langbølget stråling med bølgelengder i intervallet {{nowrap|10–12 μm}} viser panelet i midten at atmosfæren er nesten transparent. Strålingen fra jordoverflaten med disse bølgelengdene går nesten tvers gjennom atmosfæren og ut i verdensrommet. Derfor kalles dette for det [[Atmosfærisk vindu|atmosfæriske vinduet]]. Noen av de klimagassene som slippes ut i atmosfæren forårsaket av forurensning, absorberer langbølget stråling i dette området, dette gjelder lystgass (N<sub>2</sub>O), metan (CH<sub>4</sub>) og en del [[Klorfluorkarbon|KFK]]-gasser. Gasser som absorberer langbølget stråling i bølgebåndet for det atmosfæriske vinduet, har sterk påvirkning på drivhuseffekten.{{sfn|Stordal|1993|p=18}}

De forskjellige gassene i atmosfæren har overlappende absorpsjonsbånd. Absorpsjon av langbølget stråling i atmosfæren kan ikke bare vurderes for hver gass isolert, men det må tas hensyn til betydningen av de øvrige gassene. Betydningen av en gass isolert kan ikke fastsettes, for deretter å si at alle bidragene tilsammen utgjør 100 %.{{sfn|Grønås|2011|p=257}}

==== Terrestrisk og atmosfæriske tilbakestråling skaper drivhuseffekten ====
[[Fil:Greenhouse visible and infrared light.png|mini|upright=1.8|Et drivhus med vegger av glass slipper gjennom det meste av de kortbølgede solstrålene (gule bølger). Disse varmer opp omgivelsene inne i drivhuset, spesielt den sorte jorden og plantene. Disse sender ut langbølget stråling (røde bølger) som i stor grad ikke slipper gjennom glasset, men absorberes og sendes i retur til omgivelsen inne i drivhuset. Dermed oppstår oppvarmingen av omgivelsene og luften.]]

Av solstrålingen, som er overveiende kortbølget stråling, går en stor del gjennom atmosfæren og varmer opp jordoverflaten. Den resulterende terrestriske strålingen fra jorden er langbølget infrarød stråling, og er bare noe mindre enn fra et sort legeme med samme temperatur. Denne går opp i atmosfæren og en stor del av strålingen blir absorbert av gassene der. I neste omgang vil gassene i atmosfæren emittere denne langbølgede strålingen. En del av denne emittere strålingen fra atmosfæren går ut i verdensrommet, mens en annen del, ved et fenomen kalt [[atmosfærisk tilbakestråling]], stråles tilbake til jorden. Dette er hovedprinsippet bak selve drivhuseffekten. De faktiske forholdene er mer kompliserte, blant annet siden noe av strålingen reflekteres.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=51}}{{sfn|Stordal|1993|p94}}

Det er ikke bare gassene i atmosfæren som skaper drivhuseffekt, de små vanndråpene i skyer spiller også en rolle. Dermed vil fenomenene relatert til drivhuseffekten og temperaturforskjeller ikke bare være avhengige av høyden over bakken, men også være avhengige av omgivelsene. Sensorer i satellitter brukes for å studere detaljer rundt stråling og temperatur.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=7}}

Navnet drivhuseffekt kommer av en analogi til et drivhus som bare er delvis overførbar til jorden. I et drivhus, se illustrasjon, vil tak og vegger av glass absorbere den langbølgede strålingen fra gulv og vegger, og emittere denne tilbake. Imidlertid vil også vegger og tak hindre utstrømning av varme forårsaket av luftbevegelsene utenfor. Luftstrømningene inne i drivhuset reduseres også, noe som spiller en rolle i omfordeling av varme. I atmosfæren derimot, er det kraftige strømninger i atmosfæren.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=51}}{{sfn|Stordal|1993|p94}}{{sfn|Houghton|2009|p=22}}

==== Energitransport i klimasystemet ====
Det er generelt tre mekanismer for hvordan transport av varmeenergi kan skje. Stråling er beskrevet i foregående avsnitt og er den energioverføring som skjer mellom solen og jorden. ''[[Varmeledning|Konduksjon]]'' er varmeledning gjennom substanser på grunn av temperaturforskjeller. Denne overføringen skjer via atomære vibrasjoner. Luft er en dårlig varmeleder for denne typen overføring, dermed kan dette sees bort fra i atmosfæren. Derimot er konduksjon en viktig mekanisme på jordoverflaten. ''Termisk konduktivitet'', altså evnen til varmeledning, er størst når bakken inneholder vann. ''[[Konveksjon]]'' er en mekanisme i væsker og gasser som kan sirkulere (strømme) og dermed distribuere oppvarmede deler av massen. Når en del av luften får mindre [[tetthet]] enn omkringliggende luftmasser, vil den stige på grunn av gravitasjonens virkning ([[oppdrift]]). Atmosfæren har sterke sirkulasjoner fordi den har lav [[viskositet]] (den strømmer lett). Luften står praktisk talt aldri stille, dermed overføres mye varme på denne måten. Det samme gjør seg gjeldende i havet.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=2}}{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=37–38}}

Konveksjon overfører varme på to måter, den ene kalles ''[[følbar varme]]'' og den andre ''[[latent varme]]''. Følbar varme er direkte transport av varme via forflytning av masse (stigning av luft) og blanding. Følbar varme overføres også via konduksjon. Den latente varmen er derimot indirekte energioverføring. Her skjer det en [[faseovergang]] (overgang fra fast til flytende, eller omvendt), men ikke temperaturendring. Når vann omdannes til vanndamp ved fordampning (eller koking) trengs varme. Når vannet [[Kondensasjon|kondenseres]] i atmosfæren frigjøres den samme energimengde som ble tatt opp ved fordampning. Også ved smelting av is skjer et energiopptak av latent varme, men med en annen energimengden enn ved fordampning.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=37–38}}

Jordens mottak av energi fra solen er geografisk svært ujevnt fordelt. Mottaket varierer sterkt med breddegradene, slik at ekvator får tilført 2,5 gang så mye årlig energi som polene. Det er disse store forskjellene som står bak både globale værmønstre og klima. Polene er mottakere av store varmemengder fra ekvatorregionen, og det foregår en konstant energistrøm, slik at verdens mottatte solenergi redistribueres. Varmetransporten skjer via hav- og luftstrømmene, kalt ''vertikal varmetransport'', der atmosfæren står for omtrent to tredjedeler av totalen. Den vertikale energitransporten skjer som følbar varme. I tillegg skjer det en ''horisontal varmetransport'' der både latent- og følbar varme (varme luftmasser) stiger opp i atmosfæren.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=57–59}}

En konsekvens av den store redistribusjonen av varmeenergi på jorden, er at den utgående energien i form av langbølget stråling er nokså jevnt distribuert over planeten – i motsetning til den innkommende solstrålingen.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=57–59}}

==== Energibalansen for klimasystemet ====
[[Fil:Earthenergybudgetgreenhouseeffect-onlypercentage-no.svg|mini|upright=1.8|Jordens energibudsjett med angivelse av prosentvis fordeling. Tall fra 2009. I slike fremstillinger midles tallene over flere år, da verdiene stadig har små endringer. Det inngår også måleusikkerhet for verdiene, men disse er ikke vist her. {{sfn|Stocker|2014|p=182}} Ubalansen i energibudsjettet som gir [[global oppvarming]] er heller ikke vist. Denne ubalansen er cirka {{nowrap|0,6 W/m<sup>2</sup>}} (2017) eller 0,18 %, noe som representerer litt større energi inn mot jorden enn ut.<ref name=Wu/> [[Termikk]] betyr her varme oppadstigende luftstrømmer og med [[Evapotranspirasjon]] menes energistrøm i form av vanndamp. {{byline|Åshild Telle|type =Illustrasjon.}}]]

Et viktig prinsipp fra fysikken for å forstå klimasystemet og klimaendringer, er [[Energiprinsippet|energibalansen]] for et system. Energi kan ikke forsvinne, og energien fra solstrålingen som jorden mottar, må slippe ut fra jorden om den ikke skal få stadig høyere temperatur. Og omvendt, om jorden sender ut mer strålingsenergi enn den mottar, vil den kjøles ned. Strålingsbalansen må derfor over tid være lik null for at jordens gjennomsnittlige temperatur skal være uforandret. Om temperaturen endres, vil det påvirke klimaet på en rekke måter, primært ved endring av [[Atmosfærisk sirkulasjon|atmosfærens]] og [[Havstrøm|havets sirkulasjon]], samt at [[vannets kretsløp]] endres.{{sfn|Grønås|2011|p=51}}

Energibalansen for jordkloden for et år er funnet med målinger og vist skjematisk i figurer som den vist her. Som illustrasjonen viser, er det mange komponenter som virker i et komplekst samspill. Det er vanlig å sette den innkommende solstrålingen i toppen av atmosfæren til 100 %. (Det samme som å si at {{nowrap|100 poeng}} tilsvarer {{nowrap|340 W/m<sup>2</sup>)}}. Av denne energien er det rundt 29 % som reflekteres direkte tilbake i verdensrommet. Dette skyldes refleksjon både fra skyer og atmosfære {{nowrap|(23 %)}} og refleksjon fra jordoverflaten {{nowrap|(7 %)}}. En andel på 23 % blir absorbert av atmosfæren, det meste av vanndamp og skyer i troposfæren. Det er dermed en gjenværende andel på 48 % som absorberes av jordoverflaten.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=419–422}}

Energien som absorberes av jordoverflaten, fører til fordampning av vann {{nowrap|(25 %)}} og oppvarming av atmosfæren ved konveksjon {{nowrap|(5 %)}}.{{sfn|Grønås|2011|p=58}} Oppvarming ved konveksjon vil si at jordoverflaten overfører varme til luften, og denne stiger så opp i atmosfæren. Oppe i atmosfæren er det luftmasser som kjøles ned og synker ned til jordoverflaten, dermed oppstår luftsirkulasjon.{{sfn|Houghton|2009|p=22}} Jordoverflaten blir også oppvarmet i dybden av solstrålingen, men over et år vil det være likevekt mellom det som tilføres og mottas. Av den innkommende solenergien er det en resterende energistrøm på 17 % som varmer opp jordoverflaten.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

Energien som varmer opp jordoverflaten emitteres og stråler opp i atmosfæren som langbølget stråling (terrestrisk stråling). Fordi jorden stråler energi ut både natt og dag, og fordi drivhuseffekten gir høy temperatur, er den terrestriske strålingen på hele 117 %. Dette er 17 prosentpoeng mer enn solstrålingen fra toppen av atmosfæren. Av denne utgående langbølgede strålingen fra jordoverflaten vil 12 % gå direkte gjennom atmosfæren og rett ut i verdensrommet. De resterende 105 % absorberes av klimagasser og skyer. Hele 100 % av den absorberte energien i atmosfæren blir emittert og returnert tilbake til jordoverflaten som atmosfærisk tilbakestråling.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

Atmosfæren tar opp omtrent dobbelt så mye langbølget stråling fra jordoverflaten som den mottar kortbølget stråling fra solen.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

Strålingsbalansen for jordoverflaten er slik: Den mottar 148 % (innkommende sollys og atmosfærisk tilbakestråling) og avgir 117 % (terrestrisk stråling), som i sum gir et overskudd på 30 %. Dette finner en igjen i atmosfærens strålingsbalanse: Atmosfæren mottar 23 % absorbert fra direkte solstråling og 117 % som terrestrisk stråling, som tilsammen gir et mottak på 148 %. Den avgir 100 % som atmosfærisk tilbakestråling og 59 % som stråling ut i verdensrommet, tilsammen et tap på 159 %. Atmosfæren har dermed et underskudd på rundt 30 %. Dette underskuddet balanseres av vertikal varmetransport fra jordoverflaten til atmosfæren, en kaller dette for strømmer av ''følbar''- og ''latent fordampningsvarme''.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

En påfallende egenskap med denne energibalansen er den store energiutvekslingen mellom jordoverflaten og atmosfæren. Den langbølgede strålingen mellom disse er de to største energistrømmene.{{sfn|Hartmann|1994|p=29}} Om det ikke var for den sterke atmosfæriske tilbakestrålingen, ville temperaturen gjennom døgnet ha variert mye mer. Fordi den langbølgede strålingen ned mot jorden er sterkere enn solinnstrålingen ved bakken, blir ikke landoverflaten raskt nedkjølt om natten, den blir heller ikke oppvarmet tilsvarende raskt om dagen. Drivhuseffekten gir ikke bare relativt høy temperatur på jordens overflate, men sørger også for at døgnvariasjonene holdes lave.{{sfn|Hartmann|1994|p=28}}

Netto ubalanse i det globale gjennomsnittlige energibudsjettet er cirka {{nowrap|0,6 W/m<sup>2</sup>}} (2017).<ref name=Wu>{{Kilde bok | forfatter= | redaktør=  Wuebbles, Donald J., m.fl.  | utgivelsesår= 2017  | artikkel=  | tittel= Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I   | bind=  | utgave=  | utgivelsessted= Washington, DC, USA  | forlag= U.S. Global Change Research Program  | isbn=  | doi = 10.7930/J0J964J6  | id=  | side= 74 | språk= engelsk  | kommentar=  | url= https://science2017.globalchange.gov/ }}</ref> For å lage dette energibudsjettet midler en verdier over flere år, for eksempel ti år. Dette er energien som varmer opp klimasystemet, og altså gir [[global oppvarming]].{{sfn|Stocker|2014|p=182}} Om energibalansen var lik null, som i diagrammet i dette avsnittet, der 100 % av energien tilført jorden forlater den, ville klimasystemet vært i balanse.

==== Drivhuseffektens høydevariasjon ====
Temperaturen avtar raskt oppover i atmosfæren i forhold til ved jordoverflaten, og drivhuseffekten varierer avhengig av differansen mellom lufttemperatur og jordoverflatens temperatur. Nær jordoverflaten er temperaturforskjellen liten og luften absorberer det meste av den terrestriske strålingen, som i neste omgang for det meste blir emittert oppover. Dette betyr at drivhuseffekten nær jordoverflaten er liten. Lengre opp i atmosfæren er forholdene motsatt – mye av den langbølgede strålingen nedenfra blir absorbert, men emisjonen skjer ved lavere temperatur og mindre stråling emitteres derfor oppover. Dermed vil luftmassene høyt oppe i atmosfæren, på grunn av sin lavere temperatur, ha lite strålingstap ut i verdensrommet. Med andre ord har luften høyt oppe større drivhuseffekt enn luften lengre nede.{{sfn|Grønås|2011|p=59}}{{sfn|Houghton|2009|p=25}} For eksempel er temperaturen {{nowrap|5 km}} opp fra jordoverflaten rundt {{nowrap|−30 °C}}, og ved {{nowrap|10 km}} er den rundt {{nowrap|−50 °C}} lavere enn ved jordoverflaten.{{sfn|Houghton|2009|p=27}}

<div style="font-size:smaller; padding:1em; margin:0 0 0 1em; border:1px solid; background:ivory;">
{{Anchor|Modell for en enkel atmosfære}}
'''Modell for en enkel atmosfære'''<br />
[[Fil:Model of a planet with atmosphere.svg|mini|Atmosfære for en planet med henholdsvis ett og to lag.]]

En enkel modell for en tenkt planet kan utdype forståelsen av strålingsbalanse og drivhuseffekt. Anta en jordlignende planet med en atmosfære bestående av bare ett lag. Det forutsettes at atmosfæren er ''isotermisk'', det vil si at temperaturen er den samme overalt. Videre forutsettes det at atmosfæren er transparent og slipper gjennom alt kortbølget sollys fra en stjerne lik solen, men at den er fullstendig ugjennomtrengelig (fullstendig absorpsjon) for langbølget stråling. Ut fra dette kan en gjøre noen vurderinger av planetens temperatur, forutsatt likevekt for stråling.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

Den kortbølgede strålingen fra stjernen, markert med gul pil merket '''F''', kommer inn i toppen av atmosfæren og når planetens overflate uavkortet. Her blir den fullstendig absorbert av overflaten. 
Fordi atmosfæren absorberer all langbølget stråling vil dens ekvivalente sort legeme-temperatur være den samme som temperaturen til atmosfæren. For at planeten skal ha likevekt, må det være like mye stråling inn ved toppen av atmosfæren som ut, dette er markert med den oransje pilen ut med størrelse '''F'''. Strålingen ut i verdensrommet er planetens langbølgede sorte stråling. Fordi atmosfæren er isotermisk, emitterer den en like stor stråling, '''F''', nedover mot planetens overflate. Tilsammen kommer strålingen '''F''' med kortbølget stråling ned mot planetens overflate, pluss '''F''' som langbølget stråling, hvilket tilsammen gir 2'''F'''. Denne energien må balanseres med en tilsvarende emittert langbølget stråling 2'''F''' opp fra overflaten. Anta videre at strålingen fra stjernen er '''F''' = {{nowrap|240 W/m<sup>2</sup>}} ved toppen av atmosfæren. En kan da regne ut planetens overflatetemperatur ved hjelp av Stefan-Boltzmanns lov:{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

:<math>T_E= \sqrt[4]{2 F \over \sigma}  = \sqrt[4]{2 \cdot 240 \over {5,67 \cdot 10^{-8}}} = 303 </math>

Om planeten var uten atmosfære ville temperaturen derimot blitt:

:<math>T_E= \sqrt[4]{F \over \sigma} = \sqrt[4]{240 \over 5,67 \cdot 10^{-8}} = 255</math>

Altså blir planetens overflatetemperatur {{nowrap|48 K}} høyere når planeten har atmosfære.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

Modellen kan utvides ved å forutsette at atmosfæren har to lag. Det andre laget er vist i figuren og det forutsettes å ha samme egenskaper som det første laget. Med de samme resonnementene som for tilfellet over, så vil det nederste atmosfærelaget emittere 2'''F''' oppover. Dette på grunn av at den mottar '''F''' som kortbølget solstråling og '''F''' som langbølget stråling fra laget over. Siden laget er isotermisk, må det emittere 2'''F''' også nedover. Den totale strålingen mot planetens overflate blir nå 3'''F''' på grunn av 2'''F''' som langbølget stråling fra det nederste atmosfærelaget og '''F''' fra solen. Dette balanseres av en kortbølget stråling oppover på 3'''F''' fra planetoverflaten.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

I en atmosfære med mange lag, N, vil emisjonen fra lagene, fra det øverste til det nederste være '''F''', 2'''F''', 3 '''F''' ... N'''F'''. De korresponderende sort legeme-temperaturene for overflaten vil da bli 303, 335 ... [(N+1) F/σ]1/4 K.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

Denne enkle modellen kan utvides med å forutsette forskjellige temperatur for planetens overflate og de forskjellige lagene i atmosfæren.<ref>{{Kilde www | forfatter= Rose, Brian E. J. | url=http://www.atmos.albany.edu/facstaff/brose/classes/ATM623_Spring2015/Notes/Lectures/Lecture06%20--%20Elementary%20greenhouse%20models.html | tittel= Lecture 6: Elementary greenhouse models | besøksdato= 10. mai 2019 | utgiver= University at Albany | arkiv_url= | dato = 2015 }}</ref> Dermed blir modellen enda likere jordens atmosfære.

For en atmosfære med mange absorberende lag vil temperaturen ved planetens overflate bli høy. En slik planet kan tenkes å gi fra seg varmen først og fremst ved konveksjon, det vil si varmetransport via interne strømning i atmosfæren.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

For mer realistiske modeller av klimasystemet på jorden må det tas hensyn til atmosfærens absorpsjonsspektra, samt avhengigheten med bølgelengden til strålingen. Dessuten må en ta hensyn til det atmosfæriske vinduet, i tillegg til andre komplekse fenomener i atmosfæren.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}
</div>