Redigerer Drivhuseffekt (avsnitt)

==== 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>