Konsentrasjonene av drivhusgasser i atmosfæren øker som et resultat av menneskers aktivitet. Dette skjer på en slik måte at lufttemperaturen stiger. Det er grunn til å tro at oppvarmingen vil gi store utslag i Arktis, med smelting av isen slik at den kan bli borte i august og september innen dette århundret. Over Skandinavia kan det ventes mildere og våtere klima, særlig i vinterhalvåret. Men det er ennå knyttet stor usikkerhet til anslag for regionale klimaendringer, spesielt når det gjelder ekstreme værforhold. Trolig vil klimaet vårt fremdeles være karakterisert ved store variasjoner fra år til år og fra tiår til tiår.

Global oppvarming

Menneskers utslipp av klimagasser som CO2, påvirker klimasystemet slik at økte utslipp gir økt drivhuseffekt og oppvarming av de lavere lag av atmosfæren. Vi vet med sikkerhet at konsentrasjonen av drivhusgasser (klimagasser) i atmosfæren øker år for år, og at dette skyldes menneskers utslipp (figur1). Videre er det sikkert at dette gir en økt drivhuseffekt, og at økt drivhuseffekt gir en oppvarming globalt.

På ulike måter vil klimasystemet svare på en oppvarming og gi ulike tilbakekoplinger, som både kan forsterke og dempe den første oppvarmingen. Etter alt å dømme virker tilbakekoplinger til sammen forsterkende på oppvarmingen. Men flere sider ved dette, spesielt virkningen knyttet til skyer og oppvarming av havet, vet vi ennå for lite om. Dette bidrar til usikkerhet i anslag om hvor stor den globale oppvarmingen vil bli.

Menneskers forurensning - først og fremst utslipp av svoveldioksyd (SO2) - fører i tillegg til svevende partikler i atmosfæren (aerosoler; stort sett mindre enn en mikrometer) som påvirker klimaet på andre måter enn drivhusgasser. Oppholdstiden i atmosfæren er meget kort sammenlignet med den drivhusgassene har. Partiklene kan reflektere sollyset og således svekke solstrålingen ved bakken. Videre påvirker de skydråpene slik at mengden av skyer og deres strålingsegenskaper endres. Påvirkningen på klimasystemet har til sammen motsatt fortegn i forhold til økt drivhuseffekt. Således demper menneskeskapte aerosoler effekten av økte drivhusgasser eller utsetter den.

Siden klimagassene har lang oppholdstid i atmosfæren (omkring 100 år for CO2), vet vi at store utslipp fram til nå vil gi klimautslag i flere tiår framover. Reduksjoner i utslippene på denne tidshorisont vil først og fremst få betydning på lengre sikt. Dette betyr at usikkerhet i beregning av global oppvarming for de første tiårene, er mest knyttet til usikkerhet i beregninger av tilbakekoplinger. Hvor store klimaendringer vi vil få på lengre sikt enn noen tiår, vil i større grad være avhengig av framtidige utslipp av klimagasser. De avhenger av hvordan verdenssamfunnet vil utvikle seg mht. befolkningstilvekst, velstandsutvikling og teknologisk utvikling. Slike forhold har vi selvsagt bare begrenset kunnskap om. Effekten av aerosoler kommer i tillegg til effekten av drivhusgasser. Siden klimaresponsen i atmosfæren av aerosoler er rask, betyr dette at dersom utslippene reduseres, minker effekten tilsvarende innen kort tid.

Figur 1. a) Konsentrasjoner av CO2 i atmosfæren gjennom siste 1000 år, bl.a. beregnet fra data i isboringer i Antarktis og på Grønland. Direkte målinger i atmosfæren fra 1958. b) Sulfataerosoler siden år 1600 funnet i Grønlandsisen. (IPCC TAR).

I tillegg til menneskeskapte klimaendringer har vi naturlige endringer, hvor de viktigste skyldes endringer i solstrålingen og effekt av store vulkan- utbrudd. Endringer i parametrene for jordas bane omkring sola, som er svært langsiktige og forutsigbare, har gitt klimaendringer som veksling mellom istider og mellomistider. Endringer over en kortere tidskala, som skyldes variasjon i solaktivitet, har gitt klimavariasjoner som «Den lille istiden» (ca. 1400 til 1850 e.Kr.), da middeltemperaturen på våre bredder trolig var mellom 0,5 og 1,0 ºC kaldere enn i dag (figur 2). Hyppige vulkanutbrudd, som gir aerosoler i stratosfæren som reflekterer sollyset, gir også avkjøling.

Har den globale oppvarmingen startet?

Økt drivhuseffekt gir det vi kaller et pådriv (eller strålingspådriv) på klimasystemet, målt i W/m2 som et middel over kloden, over året og i forhold til drivhuseffekten før den industrielle revolusjon. Antropo- gent pådriv (= menneskeskapt) for alle klimagasser pluss ozon i nedre lag av atmosfæren for år 2000 er beregnet til mellom 2,5 til 2,7 W/m2. Til sammenligning er naturlige pådriv pga. lavere solaktivitet under siste istid beregnet til -0,3 W/m2. Til nå har økt drivhuseffekt i stor grad blitt balansert av pådriv fra aerosoler. Men beregningene av disse pådrivene er usikre, anslag varierer fra -0,3 til -2,0 W/m2. Siden aerosoler er ujevnt fordelt over kloden, må det legges til at midlere globale pådriv ikke direkte kan sammenlignes med de andre pådrivene.

Målinger fra værstasjoner på land og fra skip til havs viser en global oppvarming gjennom siste 100 år på mellom 0,4 og 0,8 °C. Oppvarmingen har variert en del geografisk, men blir funnet nesten overalt. For en stor del samsvarer målingene med hva en beregner i klimamodeller (beregner været fra dag til dag, fra år til år i en modell som kopler atmosfære, hav og havis). Havet, som representerer det største reservoar av varme i klimasystemet, har siden 1950 blitt varmet opp med 0.05 °C i gjennomsnitt fra overflaten og ned til 3.000 m.

Oppvarmingen har ikke skjedd gradvis, men mellom 1900 og 1940 og gjennom de siste få ti- årene. På nordlige halvkule har oppvarmingen vært større i Arktis enn på midlere og lave breddegrader. Troposfæren ble trolig varmet mer opp i løpet av 1970-årene enn senere, mens atmosfæren ved overflaten er blitt mest oppvarmet gjennom de to siste tiårene. Disse forholdene er ikke helt forstått, men kan ha sin årsak i usikkerhet ved målemetodene. Gjennom de siste 35 år har stratosfæren blitt kjølt av, mest i polområdene om vinteren. Dette har gitt en sterkere vintersirkulasjon, som har påvirket sirkulasjonen i troposfæren, slik at vestavindsbeltet er blitt sterkere om vinteren med flere lavtrykksbaner mot Skandinavia.

Figur 2. Rekonstruksjoner av avvik i årlig middeltemperatur - i forhold til et middel for 1900- 1977 - for nordlige halvkule gjennom siste 1000 år. Blå kurve: etter Esper m fl (Science, 2002); rød kurve: etter Mann m fl (IPCC TAR). Kurvene represen- terer glidende midler over 40 år, stiplede kurver angir et konfidensintervaller.

Ut fra beregninger i klimamodeller med ulike typer pådriv klonkluderer FNs klimapanel IPCC (IPCC TAR 2001; den tredje rapporten) med at det meste av oppvarmingen de siste femti årene mest sannsynlig skyldes økt drivhuseffekt. Enigheten om dette er større blant klimaforskere nå enn for fem år siden. Usikkerheten som er til stede, skyldes mangel på viten om hvor store naturlige klimaendringer kan være over så korte perioder, usikkerhet om hvor godt klimamodellene kan simulere endringene og usikkerhet om hvor stor tiltro en kan ha til klimavariasjoner over siste tusen år basert på proksidata. Til tross for usikkerheten er det likevel en generell enighet om at den observerte oppvarmingen er reell, at den har vært særlig stor de siste 20 årene og at den hovedsakelig skyldes økt drivhuseffekt.

Med høyere temperatur vil atmosfæren kunne ta opp mer fuktighet. Dette øker risikoen for ekstremt vær, slik som ekstreme byger om sommeren og kraftig vind i lavtrykk om vinteren. Det er foreløpig vanskelig å påvise med statistisk signifikans om det allerede har skjedd en økning i ekstremt vær. I våre områder har nedbørsmengdene og antall sterke stormer økt de siste tiårene. Dette skyldes trolig økt drivhuseffekt, men noe kan være naturlige klimavariasjoner.

Global oppvarming i løpet av neste hundre år

Simuleringer med klimamodeller fra 1990 til 2100, basert på scenarier for utslipp gitt av IPCC, gir en global oppvarming ved slutten av dette århundret på mellom 1.4 og 5.8 °C i gjennomsnitt i forhold til 1990. Oppvarmingen er større over land enn over hav, og modellene gir store utslag over kontinentene på midlere og høye breddegrader på den nordlige halvkule. Videre er oppvarmingen større om natten enn om dagen. Det er spesielt stor usikkerhet knyttet til resultatene nord for 60 °N.

Det store spriket i resultatene skyldes forskjellige antakelser om framtidige utslipp av klimagasser og aerosoler i de ulike scenariene fra IPCC, og sprikende klimasensitivitet i de ulike modellene brukt i simuleringene. Det er grunn til å mene at noen av de modellene som gir størst sensitivitet burde vært ekskludert. Dette ville redusert de øverste anslagene.

Når det gjelder anslag i økning av havnivået mot slutten av hundreåret, vil disse primært skyldes termisk ekspansjon av havet på grunn av oppvarmingen, men noe vil også skyldes smelting av isbreer. Anslagene varier fra 10 til 90 cm. Resultatene midt på treet er fra 30 til 50 cm. Hevingen av havet blir ikke lik overalt.

Andre klimaendringer

Den globale oppvarmingen vil variere regionalt og følges av andre typer klimaendringer. I områder og årstider hvor temperaturendringer er særlig store, vil tilbakekoplinger også kunne bli mye større enn de globale verdiene. Et eksempel er tilbakekopling knyttet til endret is-albedo (albedo uttrykker hvor mye av solstrålingen som blir reflektert fra overflaten; en oppvarming i Arktis gir mindre is og snø;

dette reduserer samlet albedo i området), som kan bli stor i arktiske strøk, og gi særlig stor oppvarming om våren og vinteren.

Ved høyere temperaturer vil det bli mer vanndamp og nedbør. Å bestemme netto tilbakekopling knyttet til dette fra andre aspekter ved det hydrologiske kretsløpet, er som før nevnt komplisert. Skyer kan enten styrke eller svekke effekten. Mer nedbør i marginale soner for is og snø kan enten redusere eller forsterke albedoeffekten, det vil si redusere effekten med økende snømengder der temperaturen er under frysepunktet.

En global oppvarming er antatt å forsterke vannets kretsløp. Sterkere fordampning vil øke uttørking av jordoverflaten etter regnvær, noe som kan resultere i tørrere klima noen steder, særlig om sommeren. Denne effekten er mest sannsynlig i relativt tørre områder. En økning i kretsløpet vil lede til kraftigere nedbør og en økning i tilfeller med store nedbørsmengder. Dette er ventet på våre bredder. Større nedbørsrater vil favorisere økt intensitet i både tropiske sykloner og sterke lavtrykk på våre breddegrader. Grunnen til dette er at frigjøring av kondensasjonsvarme er en stor energikilde i slike lavtrykk. Antall lavtrykk på våre bredder vil ikke nødvendigvis øke, men antall sterke lavtrykk med sterk vind vil trolig øke også på våre bredder. Det er altså indikasjoner på at hyppighet av ekstremt vær vil øke.

Endringer i Golfstrømmen

Golfstrømmen betegner i norsk dagligtale strøm- men av varmt overflatevann i Nord-Atlanteren fra Mexicogolfen og nordover, med en grein inn i Norskehavet. Egentlig er Golfstrømmen bare delen som går opp langs østkysten av USA og forlater det amerikanske kontinent. Strømmen fortsetter så som Den nordatlantiske drift i nordøstlig retning mot området sør for Island og Færøyene. Der deler den seg i flere mindre greiner videre mot nord. En av disse fortsetter langs kysten av Norge før den ender i Barentshavet og Arktis. I denne artikkelen bruker vi uttrykket Golfstrømmen som et samlenavn for sirkulasjonen i Nord-Atlanteren, mye på linje med bruk i dagligtale.

Vertikal omvelting

Strømmen drives fra dag til dag av vinden, men i et tidsperspektiv på mer enn ti år er drivkreftene knyttet til at overflatestrømmene en del av en verti- kal omvelting av vannmasser i det nordlige Atlanterhavet. På veien mot nord blir overflatevannet gradvis tyngre, dvs. kaldere og saltere. Frysing til sjøis virker i samme retning. I Grønlandshavet, Irmingerhavet og Labradorhavet blir det om vinteren dannet så tungt vann at det synker og blandes fra overflaten og ned til dyp på 1.000-3.000 m.

Denne prosessen er kjent som dypvannsdannelse.

I dypet strømmer det så vannmasser tilbake sørover. Således har vi en vertikal sirkulasjon gjennom hele Atlanteren. Både dypvannsdannelse og temperatur- og saltforhold i tropene er viktige for å opprettholde den vertikale sirkulasjonen i Atlanterhavet. Sirkulasjonen blir gjerne kalt Den termohaline sirkulasjon (THC; termo for varme og halin for salt). Tetthetsforskjeller mellom lettere vann på sørlige bredder og tyngre vann på høye bredder gir drivkraften. Denne vertikalsirkulasjonen, som bringer varmt overflatevann nordover, er en årsak til at det er lite is helt inn i Barentshavet og ved Svalbard.

THC i Atlanteren kan innta to ulike tilstander: en med vertikal sirkulasjon som den vi nå har hatt i tiden etter siste istid (ca. 10.000 år), og en tilstand uten vertikal sirkulasjon, der bare vinden driver havet. Simuleringer i klimamodeller viser at dersom den vertikale sirkulasjonen blir borte, kan dette gi 5-10 °C kaldere klima i våre områder, mest i nord. En slik overgang mellom de to tilstandene kan oppstå som følge av endringer i tilførselen av ferskvann i Arktis, dvs. ved økt forhold mellom nedbør og fordampning eller ved økt tilførsel av vann fra land, for eksempel smeltevann. En mener at slike overganger fant sted noen ganger ved utgangen av den siste istid, trolig som følge av store mengder smeltevann til havet. Visse studier tyder på at sirkulasjonen er mer stabil i et varmere klima slik vi har hatt i de siste 10.000 år.

Svakt vestavindsbelte gir høyt lufttrykk over isen i Arktis med mye vind fra nord og nordøst sør for isen. Lavtrykkbanene tar da gjerne en bane mot sørlige del av Europa. I lengre perioder med slike tilstander kan vi få lavere sjøtemperatur og saltholdighet over områder sør for isen, f.eks. sørøst for Grønland. Under spesielt langvarige vindforhold av denne type kan mekanismer forsterke prosessene og gi kaldere overflatetemperatur over store deler av Nord-Atlanteren. Det er påvist flere slike perioder under de siste 10.000 år hvor drivisen har nådd så langt sør som til vest for Irland. Siste gang dette skjedde var under «Den lille istiden» (ca. 1400- 1850). Omveltingen av sirkulasjonen i Nord-Atlanteren ble redusert under disse forholdene, men den stoppet ikke opp. Vi tror at de lange periodene med svakt vestavindsbelte ble forårsaket av lite solflekkaktivitet, som gir redusert solstråling og svakere vestavind ved at vintersirkulasjonen i stratosfæren blir svakere.

Det fins ennå ikke en fullgod forklaring på hvordan Golfstrømmen varierer som følge av vekselvirkning mellom atmosfære og hav. Tydeligvis er variasjoner i vestavindsbeltet svært viktige. Denne sirkulasjonen synes å kunne bli påvirket på flere måter, mye som en spent streng kan settes i bevegelse ved ulike impulser. Sirkulasjonen i stra-

tosfæren spiller en stor rolle, videre synes atmosfæ- rens sirkulasjoner i tropene å påvirke vestavindsbeltet. I havet betyr tilgang på ferskvann i nordområdene mye for dypvannsdannelsen. Siden tetthetsforskjeller mellom nord og sør er viktige, kommer innflytelse fra temperatur og salt i tropene i tillegg. Forskningen videre vil trolig i stor grad basere seg på simuleringer i koplede klimamodeller, som gir realistisk beskrivelse av vekselvirkning mellom atmosfære og hav og mellom ulike deler av sirkulasjonen i atmosfæren, slik som vekselvirkning mellom troposfære og stratosfære.

Endres havstrømmene under global oppvarming?

Det er viktig å beregne i hvilken grad omveltingen - og dermed varmetransporten i Golfstrømmen - kan svekkes ved global oppvarming. Temperatur- målinger i dypet av Norskehavet fra værskipet Polarfront tyder at styrken på sirkulasjonen i dyphavet er svekket med 25 % i løpet av siste 50 år. Men vi vet ikke enda i hvor stor grad beregningene kan knyttes en endring i omveltingen. I denne tiden har det vært små saltanomalier, men ikke slike som en trolig hadde gjennom «Den lille istiden».

En joker i drivkraften bak den vertikale omveltingen er tilførselen av ferskvann i nord fra nedbør og elver. En økt tilførsel av ferskvann ved global oppvarming vil kunne dempe omveltingen. De fleste klimamodellene gir en reduksjon i sirkulasjonen, gjerne målt med samlet vertikal volumtransport (omvelting), på omkring 30 % fram til slutten av hundreåret som følge av mer nedbør og varmere klima i nord. Men det er stor forskjell mellom modellene, og det er ennå usikkert hvor godt modellene simulerer havstrømmene og klimavariasjoner i Arktis. Nye resultater i RegClim (et norsk prosjekt finansiert av Forskningsrådet for å beregne scenarier for framtidige klimaendringer i våre områder) med «Bergen Climate Model» viser sammen med en tysk modell bare små endringer i havstrømmene i årene som kommer. Grunnen er at disse modellene øker fordampningen ved lavere breddegrader, noe som fører til saltere vann. Noe av dette transporteres mot nord med Golfstrømmen og Den nordatlantiske drift. Dette kompenserer for reduksjon i tetthet på grunn av økt nedbør og oppvarming i nord.

Det står mye forskning igjen før vi kan gi sikrere svar på hvordan sirkulasjonen i Nord-Atlanteren vil endres ved global oppvarming. Det er mulig at den vil svekkes, men det er lite sannsynlig at den termohaline sirkulasjon vil stoppe opp i løpet av de neste par hundre år. Vi kan merke oss at modellene som gir størst reduksjon i havstrøm- mene, også gir varmere framtidig klima i våre områder. Dette betyr at den globale oppvarmingen mer enn kompenserer for en eventuell regional avkjøling av en svekket havstrøm.

Endringer i sjøisen i Arktis

Golfstrømsproblematikken er knyttet til isdekket over havet i Arktis. Målinger fra undervannsbåter viser 43 % tynnere is på midten av 1990-tallet enn på slutten av 1950-tallet. Disse resultatene fikk klimaforskere til å varsle at isen ville bli borte om

Figur 3. Isdekket i Arktis i mars og august i dagens klima (lyseblått) og ved doblet CO2 (hvitt). Beregninger i RegClim med «Bergen Climate modell».

sommeren i løpet av noen få tiår. Senere forskning viser at disse målingene ikke har vært representative for hele Arktis. Isen blir satt i bevegelse av vinden; slik tynnes den noen steder og stues opp andre steder, alt etter som vindforholdene endrer seg. Således viser simuleringer av utbredelsen av is at en god del av de målte endringene av isen kan tilskrives endringer i atmosfærens sirkulasjon. Noen steder i Arktis hvor en ikke har hatt målinger, viser simuleringene tykkere is enn før. Anslaget på 43 % for hele Arktis er nå justert til en reduksjon på 10-15 %.

I scenarier for framtiden reduserer alle klimamodeller utbredelsen av sjøis i Arktis i årene som kommer. Således er de modellerte framtidige klimaendringene størst i Arktis, men det er store forskjeller mellom modellresultatene. De mer nøkterne og trolig mer korrekte modellene åpner for passasjer for skip om sommeren etter år 2050 og holder på noe is om sommeren også ved 2100 (figur 3). De store forskjellene mellom modellene antyder stor usikkerhet om hvordan isforholdene vil utvikle seg. Forskjellene mellom modellene skyldes trolig ulik representasjon av mekanismer for tilbakekopling i området, slik som albedoeffekten knyttet til reduksjon av is og snø. Slike forskjeller er igjen knyttet til beskrivelsen av ulike klimaprosesser i isen, havet og atmosfæren. Det er viktig å få forbedret alle slike prosesser i klimamodellene.

Klimaendringer i våre områder

Globale koblede klimamodeller tar ikke tilstrekkelig hensyn til detaljer i formen på fjell og kystlinjer og gir derfor ikke detaljerte lokale klimaendringer. Basert på resultater fra de globale modellene har RegClim brukt to uavhengige metoder til å gi slike detaljer i våre områder; dynamisk og empirisk ned- skalering. Den dynamiske nedskaleringen bruker en klimamodell for atmosfæren med god oppløsning av kyster og fjell for et begrenset geografisk område som dekker Nord-Europa inkludert Grøn- land. Resultater fra en global modell blir brukt på rendene av det geografiske området og for sjøtemperatur og sjøis.

Empirisk nedskalering beregner først statistiske relasjoner mellom storskala meteorologiske mønstre (for eksempel lufttrykket) og lokalt vær i historiske data. Så brukes disse relasjonene til å regne ut lokalt klima fra de samme storstilte mønstrene som globale modeller får fram for framtidig klima. Mens dynamisk nedskalering for tiden gir resultater i et gitter med 50 km mellom gitterpunktene, gir den empiriske metoden resultater for Meteorologisk institutts stasjoner.

For den dynamiske nedskaleringen har RegClim brukt resultatene fra en bestemt global kjøring fra Max Planck-instituttet, Tyskland og en kjøring fra Hadley-senteret, England. Av alle slike kjøringer - som gjerne starter i 1860, går fram til nå og inn i framtiden - er disse to de som stemmer best med utviklingen av det globale klimaet de siste tiårene. Beregningene har med både den direkte og indirekte effekt av aerosoler og gir derfor en mer moderat klimautvikling enn mange andre beregninger. Utslippsscenariet som er brukt for framtiden kalles IS92a, som har vært standard i mange simuleringer. Dynamisk nedskalering av den engelske kjøringen er ennå ikke ferdigbehandlet. Derfor er RegClims resultater for dynamisk nedskalering for det meste basert på den tyske kjøringen. I neste fase vil en nedskalere et større utvalg av globale kjøringer for å kunne si mer om usikkerhet. De empiriske metodene for nedskalering er mye enklere, og resultatene fra alle de viktigste globale modeller er blitt brukt i RegClim.

Figur 4. Eksempler på endring i nedbør i beregninger foretatt av RegClim. Beregningene gjelder for 2030-2050 i forhold til 1980-2000. Til venstre: Økning i nedbør om høsten (%). Til høyre: Forventet forekomst av store nedbørmengder om vinteren. Store nedbørmengder er slike som i 1980-2000 ble forventet overskredet ett døgn per vinter. (2 betyr dobbelt så ofte og 0,5 halvparten så ofte).

Den tyske kjøringen går fram til 2050, og den dynamiske nedskaleringen er blitt kjørt fra 1980 til 2050. Resultatene er gitt ved en sammenligning av simulert klima mellom 2030 og 2050 med simulert klima fra 1980 til 2000. Dynamisk og empirisk

nedskalering gir stort sett like resultater for den tyske kjøringen. Den engelske kjøringen går fram til 2100. Her sammenlignes nedskalering for perioden 2070-2000 med perioden 1970-2000.

RegClim samarbeider med lignende prosjekter i Danmark og Sverige, som har gjort tilsvarende beregninger basert på andre globale kjøringer. Resultatene samsvarer ganske bra når en tar hensyn til ulike strålingspådriv fra aerosoler i de globale kjøringene.

Klimaendringer fra 1980-2000 til 2030-2050

RegClims første resultater gir en temperaturendring for neste 50 år på 0,2-0,5 °C per tiår for Norge. Økningen er størst om vinteren og minst om våren og sommeren. Økningen vil være større i innlandet enn langs kysten og større i nord enn i sør. Årsned- børen forventes å øke de fleste steder og mest på Vestlandet. Økningen forventes størst om høsten. Hyppigheten av sterk vind vil trolig øke langs kysten.

Større variasjoner i Norges klima om 50 år

Nedbør. Nedbørsmengdene øker med ca. 20 % på Vestlandet og på kysten av Troms og Finnmark; mest om høsten og vinteren (figur 4). Over det meste av Østlandet er økningene små og om våren muligens negative. Om sommeren er endringene minst over Nord-Norge og på Østlandet.

Antall døgn med nedbør øker ikke like mye som mengdene, det betyr at nedbøren kan bli mer intens. Det er forventet mer enn doblet risiko for intens nedbør på Vestlandet og på kysten av Troms og Finnmark. Med intens nedbør menes mengder per døgn som i dagens klima kun forventes én gang hvert år. Om vinteren beregnes tilsvarende økt risiko for intens nedbør, særlig på kysten av Finmark og på Vestlandet (figur 4).

Figur 5. Nedskalert middeltemperatur for januar for Oslo-Blindern basert på 47 ulike estimater.

Det blir mindre nedbør i form av snø over det meste av landet. Nedgangen er nesten 40 % på Jæren og avtar øst for Lindesnes til 10 % ved Oslofjorden. Nordover langs kysten avtar nedgangen til 10 % ytterst i Troms. Nord for Troms er endringene små. Innover fra kysten avtar nedgangen over hele landet. Det er litt økning i høyfjellet på grunn av økte nedbørmengder om vinteren.

Maksimum- og minimumstemperatur. Den største endringen i midlere ekstremtemperatur finner vi i Finnmark, der vinterens gjennomsnitt for minimumstemperatur øker med opp til 3 °C. Sommerens gjennomsnittlige maksimum øker til sammenligning med 1,5-2,0 °C. Sør for Troms øker gjennomsnittet av minimumstemperaturen om vinteren med 1-2 °C, mens sommerens maksimum øker mindre enn 1 °C.

Risiko for sterk vind, høye bølger og stormflo øker. Beregningene viser at sterke vinder som i dagens klima kun forventes oversteget én gang i året, vil kunne opptre mer enn dobbelt så ofte utenfor kysten av Troms og Finnmark, og litt sjeldnere enn dobbelt så ofte for resten av kysten.

For bølgehøyde og økt vannstand ved stormflo beregnes endringer av betydning kun for de aller sterkeste stormene, og resultatene er derfor usikre. Økning i ekstrem bølgehøyde avtar sørover langs kysten og er små i Nordsjøen, men med et lite maksimum utenfor Stadt. Resultatene ved stormflo gir bare ca. 10 cm økt vannstand for de aller sterkeste stormene langs kysten av Troms og Finnmark. Stormflo kommer i tillegg til vanlig flo og fjære, og en eventuell økt vannstand på grunn av varmere hav (5-20 cm; IPCC TAR).

Usikkerheter

RegClims resultater baserer seg stort sett på bare ett scenario og er usikre. Foreløpig nedskalering av scenariet fra Hadley-senteret og nedskaleringer gjort i Sverige og Danmark tyder på at utslagene som RegClim gir kan være realistiske, men at de geografiske fordelingene av endringene er usikre. Dette skyldes at beregning av fremherskende lavtrykksbaner er svært viktig for resultatene. Som en konsekvens av ulike beregninger, viser for eksempel scenariet fra Hadley-senteret litt mer sørlige vinder over Sør-Norge enn scenariet fra MPI. Dette gir seg utslag i mer medbør på Sørlandet og deler av Østlandet enn i scenariet fra MPI, som gir størst endring på Vestlandet.

Usikkerheten er trolig særlig stor for Nord-

Norge og Barentshavet, fordi beregninger av endringer i isdekket i Arktis er usikre. Norges kompliserte terreng gjør det også usikkert å beregne sterk vind og lave vintertemperaturer over land.

RegClim har undersøkt om andre globale klimascenarier kan gi store avvik fra det som her er presentert. Dette er gjort med empirisk nedskalering for temperatur og nedbør av 17 scenarier. Forskjellene kan hovedsakelig knyttes til ulike lavtrykksbaner i scenariene. Beregningene viser at det er muligheter for andre resultater, spesielt for nedbør. Men RegClims hovedscenario til nå er som regel blant dem som forekommer oftest av de 17, selv om det fins viktige avvik.

Sluttbemerkninger

Å forstå og å beregne klimaendringer er uhyre vanskelig. I den offentlige debatt får en derfor lett det inntrykket at alt om global oppvarming er usikkert. En slik forvirring kan f.eks. lede politikere til å hevde at årsakene til klimaendringer er så usikre at det ikke er nødvendig å ta hensyn til hva forskere og IPCC hevder. Men som tidligere antydet, er en god del klimakunnskaper ganske sikre. Konsentrasjonen av klimagasser øker år for år. Dette gir en økende antropogen drivhuseffekt, som igjen gir en global oppvarming. Det usikre er hvor stor positiv tilbakekopling klimasystemet vil svare med, hvordan endringene vil fordele seg regionalt, hvor stor den dempende og utsettende effekten av aerosoler vil bli og hvordan menneskeskapte klimaendringer vil virke sammen med naturlige variasjoner. I tillegg kommer selvsagt usikkerhet knyttet til hvor store de framtidige klimautslippene vil bli.

Usikkerhet betyr at den globale oppvarmingen kan bli mindre enn fryktet, men også at den kan blir større. Noen forskere hevder det siste. F.eks. mener flere at virkningen av antropogene aerosoler har vært sterkere til nå enn tidligere antatt. På den måten er global oppvarming blitt forsinket fram til i dag. Følger en utslippsscenariene fra IPCC, som reduserer svovelutslipp framover pga. uholdbar lokal forurensing, vil dette bidra til å øke den globale oppvarmingen.

Forskning viser at klimavariasjoner som «Den lille istiden» primært ble forårsaket av mindre solaktivitet (ca. 0.3 Wm2). Siden dagens pådriv fra økt drivhuseffekt allerede er mye større (2,5-2,7 Wm2), forventes det større endringer nå. Bråe regionale klimaendringer og endringer i ekstremt vær har spesiell interesse. Mange mener at jordkloden allerede opplever mer ekstremt vær, først og fremst mer tørke noen steder, større nedbørsmeng- der og flom andre steder eller en veksling mellom tørke og flom i samme region. Et eksempel er tørken sør i Europa i sommer og store flommer over de samme områdene forrige sommer.

Det er imidlertid vanskelig å påvise endringer i ekstremvær rent statistisk, og IPCC er forsiktige med uttalelser om observerte endringer. Men enkle fysiske betraktninger tyder på at en global oppvarming nettopp vil føre slike endringer med seg. For våre områder kan vi trolig forvente større nedbørs- mengder, kraftigere byger og hyppigere sterk vind både i sommerbyger og i lavtrykk om vinteren.

Vår kjennskap til bråe regionale klimaendringer er begrenset. Proksidata for de siste 10.000 år gir indikasjoner om flere variasjoner som «Den lille istiden». Hvor brått slike endringer har skjedd, er usikkert. Et eksempel på en mer regional klimaendring er ørkendannelsen over Sahara. Årsaken var at sommermonsunene knyttet til Indiahavet langsomt ble svakere over et par tre tusen år (ca. 9.000 til 6.000 år siden) som følge av mindre innstråling fra sola om sommeren. Monsunen transporterte derfor etter hvert mindre fuktighet inn over Sahara. Vedvarende tørke ødela så på relativt kort tid vegetasjonen. Denne prosessen virket selvforsterkende med ørkendannelse som resultat. For våre områder har vi antydet at vedvarende nordavind om vinteren kan gi forsterkende prosesser som kan gi kaldere klima i våre områder. Likevel, det er ingen indikasjoner på at global oppvarming vil sette i gang slike prosesser.

Vi vet nok om global oppvarming til å behandle den som verdens største miljøproblem. Det er mye som ennå er usikkert når det gjelder beregninger av regionale klimaendringer. Den fysiske forskningen med siktemål å beregne og forstå regionale klimaendringer må gis stor prioritet. Bare på den måten kan vi få sikrere anslag for framtidige klimaendringer i våre områder.

Kilder:

IPCC TAR 2001 (third assessment report). Tredje rapport fra FNs klimapanel IPCC. Første volum om naturvitenskapelige sider ved klimaendringer, 881 sider, www.ipcc.ch.

Forskning i RegClim, spesielt to brosjyrer med resultater (http://regclim.met.no/ ).