Redigerer Drivhuseffekt (avsnitt)

=== Komponentene i klimasystemet ===
==== Sollys og stråling ====
[[Fil:X Class Solar Flare Sends ‘Shockwaves’ on The Sun (6965217647).jpg|mini|Solens overflate fotografert i et øyeblikk med stor [[Solflekksyklusen|solaktivitet]]. Det er spesielt når solen har sine aktive perioder at energiutsendelsen er på sitt mest intense. {{byline|NASA Goddard Space Flight Center}}]]

Solen sender ut [[energi]] i form av [[elektromagnetisk stråling]] som spres ut i verdensrommet. Det er flere måter å måle denne strålingen på, en kan for eksempel uttrykke den ved hjelp av ''[[irradians]]'' eller [[bølgelengde]]. Irradians forteller om strålingens [[effekt]] per flateenhet, og måles i [[Watt|W]]/m<sup>2</sup>. Bølgelengde har å gjøre med strålingens bølgeegenskaper, og måles i [[Mikrometer|μm]] (mikrometer). Strålingen fra solen er av forskjellige typer. Disse har ulike bølgelengder og dermed ulik energiintensitet, slik at kort bølgelengde innebærer sterk energiutstråling, mens lengre bølgelengder gir svakere stråling. Den sterkeste strålingen fra solen har bølgelengde rundt {{nowrap|0,5 μm}}.{{sfn|Grønås|2011|p=52}}

Alle legemer sender ut elektromagnetisk stråling, eller som en også sier: De [[Emisjon (fysikk)|emitterer]] energi eller stråling i et spekter av ulike bølgelengder. Temperaturen til legemet er det som først og fremst bestemmer bølgelengden til strålingen, slik at høy temperatur betyr mer energiutsendelse og altså kortere bølgelengder. Et objekt som har en temperatur på {{nowrap|500 °C}} eller høyere, sender ut stråling i form av [[Lys|synlig lys]]. Legemer med lavere temperatur sender ut stråling som ikke kan sees av det menneskelige øyet, men som kan føles som [[varmestråling]].{{sfn|Grønås|2011|p=52}}

Strålingen fra et legeme (objekt) beskrives av [[Stefan-Boltzmanns lov]]:{{sfn|Grønås|2011|p=53}}

:<math> E = \sigma T^{4}</math>

der '''''σ''''' er [[Stefan-Boltzmanns konstant]] og '''''T''''' er legemets temperatur målt i [[Kelvin]] (K). '''''E''''' er maksimal strålingsenergi per sekund per m<sup>2</sup> av legemets overflate, og måles i W/m<sup>2</sup>. Stefan-Boltzmanns lov gjelder for såkalte ''[[Svart legeme|sorte legemer]]''.{{sfn|Grønås|2011|p=53}} Et ideelt sort legeme absorberer all innkommende stråling, innenfor alle bølgelengder, men trenger ikke å se sort ut for det menneskelige øyet.{{sfn|Grønås|2011|p=55}}

[[Wiens forskyvningslov]] sier at den spektrale energitettheten til [[varmestråling|sort stråling]] ikke varierer med bølgelengden og temperaturen uavhengig av hverandre, men på en sammenkoblet måte. Ut fra denne sammenhengen finner en at solen, med en overflatetemperatur på {{nowrap|6000 K}}, vil ha maksimal emisjon for stråling med bølgelengde {{nowrap|0,5 μm}}. Tilsvarende beregning for jordoverflaten, med en temperatur på rundt {{nowrap|300 K}}, gir en bølgelengde på {{nowrap|10 μm}}. Strålingen fra solen betegnes dermed som kortbølget, mens jordoverflatens stråling kalles langbølget; infrarød stråling eller varmestråling.{{sfn|Grønås|2011|p=53}}

Et objekt (gjenstand eller gass) som absorberer mye stråling, vil også emittere mye stråling. En helt sort overflate er derfor effektiv både til å absorbere stråling og til å emittere den. Derimot vil en reflekterende overflate absorbere og emittere lite stråling.{{sfn|Houghton|2009|p=23–25}} Det meste av jordens overflate, også snø og is, ville sett «sort» ut om det menneskelige øye hadde kunne oppfattet langbølget stråling. Dette betyr at jordens overflate absorberer nesten all langbølget stråling og nesten ikke reflekterer noe tilbake.{{sfn|Houghton|2009|p=22}}

Det er i tillegg slik at et objekt bare kan absorbere og emittere stråling med visse bølgelengder. Absorpsjon til og emittering fra objektet skjer med de samme bølgelengdene. Denne sammenhengen er kjent som [[Kirchhoffs strålingslov]].{{sfn|Grønås|2011|p=55}}

[[Fil:Fraunhofer lines.jpg|mini|Solens spektrum der tilhørende bølgelenge er vist, med måleenhet nanometer (nm=1∙10<sup>-9</sup> m). De sorte strekene er de såkalte ''[[Fraunhofer-linje]]ne''. ]]

Solens stråling har bølgelengder som for en stor del ligger mellom 0,4 og {{nowrap|0,7 μm}}. Bølgelengdene innenfor det synlige båndet (intervallet) oppfattes som ulike farger av det menneskelige øyet. Av solens totale emitterte stråling er rundt 44 % innenfor båndet av bølgelengder som kan sees, rundt 37 % er infrarød (varme) stråling, mens resten er ultrafiolett stråling. Hverken infrarød eller ultrafiolett stråling kan oppfattes av det menneskelige øyet.{{sfn|Grønås|2011|p=54}}

På toppen av atmosfæren er effekten av det innkommende sollyset tilnærmet konstant på {{nowrap|1368 W/m<sup>2</sup>}}. Dette tallet er kjent som [[solarkonstanten]], og bare visse mindre variasjoner gjelder for dette.{{sfn|Grønås|2011|p=56}}{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=119}} Den solare irradiansen, som er den gjennomsnittlige globale innstrålingen til jorden, er derimot på bare cirka {{nowrap|340 W/m<sup>2</sup>}}. Dette er så mye mindre enn solarkonstanten (1/4), ettersom jorden er kuleformet.{{sfn|Hartmann|1994|p=25}}

Jordens bevegelse og posisjon i forhold til solen, skaper [[årstid]]svariasjoner for solenergien som mottas. Dette skyldes at jordbanen rundt solen ikke er sirkelformet, men [[ellipse]]formet. I tillegg ligger solen i et av ellipsens brennpunkt og ikke i senteret av denne banen. Andre forhold av betydning er den [[Aksehelning|hellende jordaksen]], som gir fire avgrensede årstider for de nordlige og sørlige regioner på jorden. Dette påvirker daglengden, som igjen avgjør hvor mye sollyset varmer jordoverflaten. Nær [[ekvator]] er lengden på dagen nær {{nowrap|12 timer}} for alle årets måneder, mens dagen ved polene varierer fra 0 til {{nowrap|24 timer}}. Takket være atmosfæren og havet skjer det store energioverføringer i klimasystemet som jevner ut forskjellene. Uten dette ville temperaturen og klimaforskjellene vært mye større på jorden.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=34–37}}

==== Atmosfæren ====
{{utdypende|Jordens atmosfære}}

[[Fil:Atmosphere composition diagram-no.svg|mini|upright=1.8|Skjematisk fremstilling av kjemiske prosesser og transport i atmosfæren. Prosessene knytter atmosfæren til andre komponenter i jordsystemet, som havene, jordoverflaten, samt livet på land og i havet. <small>Illustrasjon: Phillipe Rekacewicz, Strategic Plan for the U.S. Climate Change Science Program</small>]]

Jordens atmosfære består i volum av 78 % nitrogen (N<sub>2</sub>), 21 % oksygen (O<sub>2</sub>) og en rekke andre gasser, hvorav vanndamp (H<sub>2</sub>O) (0,5–4 % ved jordoverflaten) er den viktigste klimagassen. Karbondioksid (CO<sub>2</sub>) er også viktig. N<sub>2</sub> og O<sub>2</sub> bidrar ikke til drivhuseffekten (fordi disse gassene ikke absorberer langbølget stråling), selv om de utgjør en stor del av atmosfærens volum.{{sfn|Grønås|2011|p=41–42}} Gassvolumene regnes relativt til totalvolumet av tørr luft.{{sfn|Grønås|2011|p=42}} Dersom det ikke hadde eksistert noen klimagasser, ville gjennomsnittstemperaturen på jorden vært rundt {{nowrap|−18 °C}} {{nowrap|(255 K)}}, altså en hel del lavere enn dagens rundt {{nowrap|15 °C}} {{nowrap|(288 K)}}.{{sfn|Hartmann|1994|p=26}}

Atmosfæren består av en rekke lag, men for klimaet på jorden er det bare de to lagene nærmest jordoverflaten som spiller noen rolle for drivhuseffekten, nemlig [[troposfæren]] og [[stratosfæren]]. Tilsammen inneholder disse to lagene 99,9 % av atmosfærens samlede masse.{{sfn|Grønås|2011|p=42}} Troposfærens tykkelse er {{nowrap|18–20 km}} ved ekvator, og bare {{nowrap|6–9 km}} ved [[Geografisk pol|polene]].{{sfn|Grønås|2011|p=48}} Blandingsforholdet mellom gassene er tilnærmet konstant fra jordoverflaten og høyt opp i atmosfæren, men [[tetthet]]en av dem avtar kraftig oppover. Årsaken er at tettheten for gassene er proporsjonal med [[trykk]]et og omvendt proporsjonal med [[Kelvin|absolutt temperatur]].{{sfn|Grønås|2011|p=43}}

På vei gjennom atmosfæren vil det [[Ultrafiolett stråling|ultrafiolette]] sollyset absorberes, spesielt av [[ozon]] i stratosfæren. Stråling som treffer luftmolekyler eller faste partikler, spres i alle retninger, og noe av denne solstrålingen når jordoverflaten. Kortbølget solstråling som når bakken, kalles [[direkte stråling|direkte solstråling]], mens den som kommer via himmelen og skyer kalles [[diffus stråling]]. Summen av direkte og diffus stråling kalles ''globalstråling''. Om det er overskyet, vil all solstråling mot bakken komme som diffus stråling.{{sfn|Grønås|2011|p=56}}

Skyer reflekterer mye av sollyset, tykke skyer {{nowrap|60–90 %}} og tynne skyer {{nowrap|30–50 %}}. Generelt er dette fenomenet kjent som ''[[albedo]]'', og uttrykkes i prosent for reflektert stråling. Atmosfæren har en gjennomsnittlig albedo på 31 %. Med andre ord blir gjennomsnittlig 31 % av all solstråling reflektert til verdensrommet allerede i atmosfæren.{{sfn|Grønås|2011|p=56}}

==== Jordoverflaten ====
[[Fil:Whole world - time-lapse from 2004-01 to 2004-12.gif|mini|Bilder som viser årstidene, med endret vegetasjon og utbredelse av snø og is. Jordens albedo, det vil si evne til å reflektere sollys, endres i takt med årets gang. {{byline|NASA/Goddard Space Flight Center}}]]

Jordoverflaten vil både absorbere og emittere strålingsenergi. Når det er solskinn, absorberes mer energi enn det som sendes ut, og bakkens temperatur øker. Om natten reduseres bakkens temperatur, ettersom det bare foregår emisjon. Det er overflatetypen som avgjør hvor mye bakken emitterer eller absorberer regionalt, spesielt har farge mye å si. En sort flate absorberer mye solstråling, mens lyse flater i større grad reflekterer stråling.{{sfn|Grønås|2011|p=54}}

Snø absorberer nesten all langbølget stråling og emitterer den i neste omgang som langbølget stråling, dermed kan snø betraktes som et sort legeme for denne typen stråling. På den annen side absorberer nysnø nesten ikke kortbølget stråling. Denne blir isteden reflektert.{{sfn|Grønås|2011|p=55}} Nysnø har en albedo på {{nowrap|75–95 %}} (betydelig lavere for gammel snø), vann og sjø rundt 10 %, gress {{nowrap|10–30 %}} og skog {{nowrap|3–10 %}}.{{sfn|Grønås|2011|p=56}} I tillegg til at fargen på overflaten er vesentlig for albedo, har også solvinkelen stor betydning. Om solstrålene faller i rett vinkel inn på havoverflaten, vil nesten ikke noe lys reflekteres. Men om solvinkelen er 15 grader, eller mindre, vil albedoen bli over 50 %. Det samme fenomenet gjelder for landjorden.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=44}}

Jordens albedo er størst i polarområdene, hvor skyer og snødekke er utbredt i rikt monn, samtidig som vinkelen for solinnstrålingen er stor (solen står lavt over horisonten det meste av året). Et annet område med høy albedo er de tropiske og subtropiske regionene. Her er det ofte tykke skyer, og noen områder har lys overflate, som Saharaørkenen. Havet har liten albedo, så om det ikke er isdekke eller skyer over havet, er dets albedo bare {{nowrap|8–10 %}}. Lavest albedo fås fra havoverflaten i tropiske regioner der det er lite skyer. Gjennomsnittlig albedo for hele jordoverflaten og atmosfæren er som nevnt 31 %.{{sfn|Hartmann|1994|p=34}}

[[Fil:Olr 1979 1995 mean.png|mini|Gjennomsnittlig langbølget terrestrisk stråling ut fra jorden i perioden 1979–1995.]]

Langbølget stråling emittert fra jordoverflaten kalles ''terrestrisk stråling''.{{sfn|Grønås|2011|p=56}} Den merkes særlig i klare vinternetter, da det ofte blir ekstra kaldt fordi varmen fra jorden stråler rett ut i verdensrommet.{{sfn|Houghton|2009|p=19}} Den terrestriske strålingen er sterkest over varme ørkener og over tropiske havområder med få skyer. Lavest terrestrisk stråling finner en i polare strøk og over tropene når det er høye skyer. Dette kommer av at langbølget stråling avhenger av temperaturen til overflaten som emitterer strålingen. I polare strøk har overflaten lav temperatur, og skydekket er ofte høyt. Høyest utgående langbølget stråling oppstår der en har varm jordoverflate med tørre luftlag over, samt lite skyer.{{sfn|Hartmann|1994|p=34}}

Nettostrålingen, altså differansen mellom innkommende solstråling og utgående langbølget stråling, er negativ ved polene og positiv i tropene. Den høyeste positive verdien er rundt {{nowrap|120 W/m<sup>2</sup>}} og oppstår over subtropiske havområder om sommeren. Størst energitap ([[strålingsavkjøling]]) har jorden ved polene om vinteren når det er [[polarnatt]]. Her vil den terrestriske strålingen ikke bli kompensert av noe innkommende sollys. Et spesielt unntak er Saharaørkenen, som har et netto energitap hele året.{{sfn|Hartmann|1994|p=34}}

Mot jordens nordlige og sørlige områder skjer det en betydelig energitransport fra ekvatorregionen via hav- og luftstrømmer. Størst er total energitransport rundt 30. breddegrad. Her er energitilførselen fra solen også størst, med rundt {{nowrap|5 [[Peta|P]][[Watt|W]]}} ({{nowrap|5⋅10<sup>15</sup> watt}}). Om jordens hav og atmosfære ikke hadde transportert store energimengder fra ekvatorregionen mot polene, ville tropene hatt mye høyere temperatur og polene hatt enda lavere. Varmetransporten gjør med andre ord klimaet på jorden mye jevnere enn det ellers ville vært.{{sfn|Hartmann|1994|p=38}}