Dette er venstre ramme i læreverket "Naturfag for alle". Dersom du har kommet hit fra en søkemotor bør du gå til forsiden slik at du kan gå inn i læreverket på riktig måte. Klikk her for å gå til forsiden. Legg merke til kapittelnummeret hvis du vil tilbake hit.

5H Klimaet gjennom jordhistorien

I kritt-tiden, da dinosaurene var på høyden av sin utvikling, fantes det ikke is noe sted på jordoverflaten. Havnivået var over 100 meter høyere enn i dag og store deler av den tids kontinenter var dekket av grunne hav. Temperaturen i dyphavene var 12 ºC mot 2 ºC i dag. Det var palmer på Svalbard og nåleskog i Antarktis.

Figur 1. Verden i krittiden

På den annen side: For bare 20 000 år siden, under siste istid, var Arktis, Antarktis, og nordlige deler av Nordamerika, Europa og Asia, dekket av is som bandt opp så mye vann at havnivået var 140 meter lavere enn i dag.

Figur 2. Verden under siste istid

I tidligere geologiske perioder har klimaet vært enda kaldere. For 650 millioner år siden, for eksempel, var alle kontinenter dekket av isbreer, og alle hav isdekket. Fra rommet så jorden ut som en snøball.

Figur 3. Verden for 650 millioner år siden

Men til tross for disse store forskjellene har jorden likevel hatt et klima som har fostret liv gjennom 3,5 milliarder år. Dette står i skarp kontrast til våre naboer i rommet, Venus og Mars, med gjennomsnittstemperaturer på henholdsvis pluss 460 og minus 50 grader Celsius.

Figur 4. Venus, Jorden og Mars

Dette kapittelet vil forklare hvorfor jorden, i et slikt perspektivet, har klart å holde temperaturen på et relativt jevnt nivå.

1 Solen er jordens varmekilde

Til enhver tid vil klimaet på jorden være bestemt av balansen mellom varmeoverføringen fra solen og utstrålingen fra jorden.

Figur 5. Balanse

Hvis varmeoverføringen fra solen øker, vil temperaturen på jorden stige. Da vil også utstrålingen fra jorden til verdensrommet stige, inntil balansen er gjenopprettet, men da med et noe varmere jordklima. Omvendt, hvis varmeoverføringen fra solen avtar, vil jorden stråle ut mer varme enn den mottar. Varmetapet vil gjøre klimaet kjøligere. Men med et kjøligere klima vil utstrålingen avta og nedkjølingen vil stoppe når utstrålingen igjen er i balanse med varmeoverføringen fra solen.

Jordens klima har ingen annen varmekilde. Varme fra jordens indre spiller ingen rolle i klimasammenheng. Heller ikke varme fra radioaktiv spalting av materialer i jordskorpen.

Variasjoner i solens strålingsstyrke

Langsom økning siden dannelsen

Solens strålingsstyrke har økt med cirka 6 % per milliard år siden dannelsen for 4,6 milliarder år siden. I arkeikum mottok jorden bare 75 % av energien i forhold til dagens nivå.

Figur 6. Utvikling av solens lysstyrke siden dannelsen

Den 11-årige solsyklusen

Dette er en rytmisk endring i strålingsaktiviteten med 11 år mellom hvert maksimum. Strålingen varierer med 0,1 % av solens totale strålingsstyrke. Denne vekslingen er for liten, og skjer for hurtig til at det har betydning for jordens klima.

Figur 7. Solsyklusen

Milanković-syklusene

Som kjent går jorden i bane omkring solen. Et baneomløp tar et år. Samtidig roterer jorden omkring sin egen akse. En rotasjon tar et døgn. Rotasjonsaksen står på skrå i forhold til baneplanet omkring solen. Dette fører til årstider. Se figur 20, kapittel 5B.

Jordens bane er elliptisk med solen i det ene brennpunktet. Se figur 3, kapittel 4K. Dette er det enkle bildet.

Men både jordrotasjonen og jordens bane omkring solen blir litt påvirket av andre medlemmer av solsystemet. Det fører til små endringer i jordens bane og jordens bevegelse i banen. Dette gjørl at virkningen av solstrålingen på jordoverflaten varierer etter et komplisert mønster i perioder på titusener av år.  Den serbiske astronomen Milutin Milanković påviste dette mønsteret alt i 1920. Det har derfor fått navnet Milanković-syklusen. Milanković-syklusen kan langt på vei forklare vekslingen mellom kalde og varme perioder i den istiden jorden er inne i nå.

Figur 8. Milanković-syklusen

Albedo

Hvis solstrålingen avtar og jorden blir kaldere, så mye kaldere at det legger seg snø eller isbreer på land, og is på havet, blir kloden hvitere. En hvitere klode reflekterer mer av solstrålingen. Dermed blir avkjølingen forsterket. På den annen side: Hvis varmeoverføringen fra solen øker, forsvinner is og snø. Kloden blir mørkere og tar opp mer varme. Da blir oppvarmingseffekten forsterket. Planetens refleksjonsevne kalles albedo.

Figur 9. Albedo

Jordens albedo kan også endres mer kortsiktig på grunn av økt innhold av partikler i atmosfæren eller økt skydannelse.

Drivhusgasser

Atmosfærens innhold av drivhusgasser påvirker balansen mellom mottatt solstråling inn til jorden og jordens utstråling ut til verdenrommet. Drivhusgassene fungerer som glasstaket i et drivhus, derav navnet. Drivhusgasser slipper solstrålingen inn, men holder mye av varmen inne (kapittel 5B, figur 9). Karbondioksid er den helt dominerende drivhusgassen, selv om metan (CH4) er mye mer virkningsfull. Men metan har mye laver konsentrasjon i atmosfæren og den blir mye raskere nedbrutt, til karbondioksid. Som vi skal se nedenfor er det karbondioksid som driver klimaendringer. De andre drivhusgassene virker forsterkende fordi de frigjøres ved økende temperatur, og bindes ved lavere temperatur.

Figur 10. Drivhusgasser i jordens atmosfære

Vanndamp er en svært virkningsfull drivhusgass, men effekten er vanskeligere å forutsi. Her har vi nemlig to ulike tilbakekoblinger, den ene forsterkende, den andre dempende. Dersom jorden blir varmere vil det føre til mer vanndamp i atmosfæren og større drivhuseffekt. Det vil føre til et enda varmere klima. Virkningen er rask, dager og uker. Men det vil også bety mer skyer. Skyer er hvite på oversiden, noe som betyr at jordens albedo, sett fra verdensrommet, stiger. På lengre sikt vil virkningen være avkjølende.

2 Den geologiske karbonsyklusen: Jordens termostat

Begrepet "karbonsyklus" brukes vanligvis om karbonets relativt raske vandring mellom atmosfære, hav, jordsmonn, planter og dyr.

Figur 11. Den kortsiktige karbonsyklusen

Men denne raske karbonsyklusen er kun en del av en mye større og mer langsiktig rundgang.

Karbon kommer fra jordens indre og slipper ut i atmosfæren i forbindelse med vulkansk aktivitet, i form av karbondioksid. I et geologisk tidsperspektiv vil dette karbonet gjøre en rundreise via atmosfære, land, hav, havbunn og tilbake til jordskorpen igjen. Dette er den geologiske karbonsyklusen.

Figur 12. Den geologiske karbonsyklusen

Den geologiske karbonsyklusen er jordens termostat. Grunnen til at den kan være det, er at den viktigste prosessen i syklusen er temperaturavhengig. Dette fører til at karbondioksidinnholdet i atmosfæren øker hvis jorden avkjøles, og senkes hvis jorden varmes opp.

Men det er ikke en perfekt termostat. Den reagerer langsomt, over hundretusener til millioner av år. I løpet av denne tiden kan jordens klima komme på avveier, i alle fall et stykke. Det har hendt mange ganger. Men før eller siden vil den geologiske karbonsyklusen sørge for at temperaturen blir brakt tilbake til normalen. I det følgende skal vi se hvordan dette fungerer.

Den geologiske karbonsyklusen

1. Karbondioksid fra vulkaner

Karbondioksid kommer fra jordskorpen og slippes ut i atmosfæren gjennom vulkansk aktivitet. Over tid er utslippshastigheten jevn, og den er lav. Et plutselig stort vulkanutbrudd vil ikke heve karbondioksidinnholdet i atmosfæren vesentlig.

Men selv om tilførselen av karbondioksid er lav, så har den pågått i helt siden jordens dannelse. Hvis det ikke var noe som samtidig fjernet gassen fra atmosfæren, ville konsentrasjonen stige i det uendelige og jorden ville ende som Venus.

2. Karbondioksid reagerer med vann

Når karbondioksid kommer ut i atmosfæren kommer den i kontakt med vann, både i skyer og regn, i innsjøer, elver og hav. Litt av gassen løser seg i vannet og litt av dette igjen reagerer kjemisk med vannet og danner den svake syren karbonsyre:

   CO2 + 2H2O --> H2CO3 + H2O --> HCO3- + H3O+

Dette betyr at vannet i regn, hagl og snø er en svak syre.

3. Karbonsyre reagerer med bergartsmineralene

Når karbonsyre faller på landjorden i form av nedbør, skjer det en prosess som kalles kjemisk forvitring. Karbonsyren reagerer med enkelte av mineralene i bergartene. For klimaet er det reaksjonen med det vanligste av alle mineraler, feltspat, som er viktigst. Årsaken er at feltspat inneholder kalsium (Ca). Feltspatkorn i bergartene løses opp og det dannes leire, kalsiumioner og karbonationer.

Figur 13. Kjemisk forvitring av feltspat

4. Kalsiumkarbonat avsettes på havbunnen

Elver bringer leirslam og ioner ut i havet. Leire blir avsatt på havbunnen mens ionene blir opptatt av havlevende organismer som lager kalkskall: skjell, snegler, koraller, plankton osv. Når organismene dør, synker de. Skallene vil danne lag på havbunnen og med tiden blir lagene til kalkstein. Resultatet av denne prosessen er at CO2 blir fjernet fra atmosfæren og lagret på havbunnen i form av kalkstein.

5. Dyphavsgrøfter fører karbon tilbake til jordskorpen

Ny havbunn skapes i spredningssoner sentralt i havområdene (figur 7, kapittel 5A) og skyves utover til begge sider. Samtidig går eldre havbunn til grunne i dyphavsgrøfter som dannes der jordskorpeplater kolliderer (figur 9, kapittel 5A og figur 10, kapittel 5A). På sin vei fra dannelse til undergang, blir havskorpen tilført et stadig tykkere lag av sedimenter, som herdes til kalkstein og leirstein. Disse sedimentære bergartene blir presset ned i dyphavsgrøften, krølles sammen, omdannes og blir ettehvert en del av tykk kontinentskorpe. Høyt trykk og høy temperatur gjør at disse lette og vannholdige bergartene smelter. Slik smelte kalles magma. Langsomt arbeider magmaet seg opp mot overflaten igjen og spruter eller velter ut som aske, lava og gass, blant annet CO2. Sirkelen er sluttet.

Karbonsyklusen som termostat

Omvendt: Hvis jorden blir kaldere, vil den kjemiske forvitringen gå langsommere og da vil CO2-innholdet i atmosfæren stige, for vulkanene sender ut like mye karbondioksid som elles. Drivhuseffekten øker, avkjølingen bremses, stoppes og så blir atmosfæren varmere igjen inntil forvitringen igjen skyter fart og det skapes balanse på nytt.

3 Istider

Karbonsyklusen skulle altså kunne holde en noenlunde konstant temperatur på jorden hvis

var konstante størrelser. Men det er de tydeligvis ikke, siden temperaturen har variert i løpet av jordhistorien. Blant annet har jorden hatt en rekke istider.

Figur 14. Istider i jordens historie

Kryogen

Istiden kryogen (850 - 635 millioner) var antakelig den hardeste istiden i jordens historie. Hele jorden var dekket av is, både på land og hav, og fra pol til pol (figur 3). Vi vet ikke hva som kan ha startet en så omfattende istid. Men det er klart at når nedkjølingen først har kommet så langt at snø og is la seg på store deler av jord- og havoverflaten, ble jordens albedo så høy at nesten all varmen fra solstrålingen ble reflektert tilbake til rommet. En slik situasjon kunne ikke jorden komme ut av hvis det ikke var for karbonsyklusen.

Når all jordoverflate var dekket av is, stoppet forvitring av bergartene helt opp. I stedet ble landområdene "gnagd ned" av isbreenes mekaniske skuring. Men vulkanene, derimot, sendte ut sine gasser uforstyrret av dette. Dermed bygget atmosfærens CO2-innhold seg opp helt til drivhuseffekten var stor nok til å drive temperaturen opp, til tross for klodens høye albedo. Når så isen begynte å trekke seg tilbake, blottla den åpent hav og fri landoverflate med mye mørkere overflate. Mer av solstrålingen ble absorbert og oppvarmingen akselererte. Det unormalt høye CO2-innholdet i atmosfæren førte dermed jorden over i en kortvarig, svært varm periode. En periode med intens bergartsforvitring. Karbondioksid ble tatt ut av atmosfæren i stor hastighet og avsatt på havbunnen som kalkstein. Dermed ble oppvarmingen bremset og til slutt oppsto en balanse omkring et normalt temperaturnivå, noe som kunne ta hundretusener eller millioner av år.

Karakteristisk for avsetninger fra denne perioden er forsteinet morene (tillitt) med et overliggende, tykt kalksteinslag. Morenen representerer istiden, kalksteinen den alt for varme perioden etterpå da jorden jobbet med å gjenopprettet balansen.

Figur 15. Tillitt med kalksteinskappe

Huron

Den eldste istiden vi kjenner til, og den som ser ut til å ha vart lengst, er huron (2400-2100 millioner år). Også i denne istiden kan jorden ha vært totalt nedfrosset, slik som i kryogen.

Her kjenner vi årsaksforholdet. På denne tiden var atmosfæren oksygenfri (figur 6, kapittel 5B). Istiden startet på grunn av framveksten av cyanobakterier, de første organismene som skaffet seg energi ved fotosyntese. Fotosyntesens avfallsprodukt er fritt oksygen, O2.

Cyanobakteriene levde i havet. I første omgang reagerte det frie oksygenet med jern oppløst i hav og havbunnsavsetninger og ble avsatt som fast stoff på havbunnen. Jernet ble oksidert. Oksygenet kom derfor ikke ut i atmosfæren. Denne prosessen foregikk mange millioner år og førte til at oksidert jern ble avsatt på havbunnen i tykke lag. De fleste av dagens store jernforekomster stammer fra denne perioden.

Men til slutt var det ikke mer ikke-oksidert jern igjen. Oksygenet fra cyanobakteriene kom nå ut i atmosfæren. Ut i en atmosfære der det ikke fantes ozongass som kunne stoppe UV-stråling fra solen og som blant annet inneholdt den sterke drivhusgassen metan, som til da hadde holdt temperaturen på et normalt nivå.

UV-strålingen fikk oksygen til å reagere med metan, CH4, slik at det ble dannet karbondioksid, CO2, og vann. CO2 overtok nå for metan som drivhusgass. Men metan er en mye sterkere drivhusgass enn karbondioksid, og karbondioksid ble det også lite av til å begynne med. Derfor avtok drivhuseffekten, varmetapet fra jorden til verdenrommet steg, klimaet ble kaldere og jorden gikk inn i den lange huron-istiden.

Jorden kom ut av istiden, 300 millioner år seinere, på samme måte som beskrevet ovenfor om kryogen.

Siste istid

Som vi ser at figur 14 er istider en unntakstilstand for jorden. Definisjonen på en istid er at minst en av polene har permanent isdekke. I denne forstand er vi inne i en istid i dag.

Nå har det faktisk vært is på sydpolen i de siste 30 millioner år. Vi regner likevel ikke hele denne perioden som istid, ettersom det er kontinentets høyde som førte til at det la seg is der. Vi regner derfor med at den siste istiden startet først ved inngangen til kvartærtiden, for 2,5 milloner år siden, da havet og de lavtliggende områdene omkring nordpolen ble dekket av is.

Selv om det er istid kan temperaturen gå en del opp og ned, blant annet på grunn av Milanković-syklusen. Kalde perioder kalles glacial, varmere interglacial. I en interglacial trekker isdekket seg en del tilbake i noen titusen år (10-15 000 år i de fleste tilfeller), for så å gjøre nytt framstøt når klimaet igjen blir kaldere. Det har vært minst 30 slike skiftninger mellom kaldere og varmere perioder i kværtær. Den interglasialen vi nå er inne i begynte for 11 000 år siden.

4 Varmt i mesozoikum

Istiden Karoo varte i 100 millioner år (360 - 260 millioner). Store landområder omkring sørpolen var dekket av is.

Figur 16. Jorden under istiden Karoo

Karoo-istiden tok slutt ved overgangen til mesozoikum. Fra da av ble jorden stadig varmere. I eocen, for 50 millioner år siden, var CO2-innholdet i atmosfæren 500 milliondeler mot ca. 400 i dag. Det var krokodiller i Arktis og furuskog i Antarktis. Havnivået var 100 meter høyere enn nå og temperaturen i dyphavene var 12 oC, mot 2 oC i dag.

Hva var årsaken til dette varme klimaet? Og hvorfor ble det istid igjen for 2,5 millioner år siden?

Jordskorpebevegelser påvirker CO2-innholdet i atmosfæren

For å svare på disse spørsmålene må vi se på hvordan jordskorpeplatene har beveget seg i løpet av de siste 150 millioner år.

Figur 17. Jorden i de siste 150 millioner år

For 150 millioner år siden, i perioden kritt, lå det et stort og frodig hav mellom det eurasiske kontinent og det som siden er blitt til Afrika, India og Australia. Dette havet kalles Tethys, eller Tethyshavet. Det yrte av plante- og dyreliv. Havet var omgitt av store landområder, og disse tømte sine elver ut i Tethyshavet. Med elver fulgte sedimenter, leire og kalk, og Tethyshavets bunn ble dekket av tykke avsetninger av leir- og kalkstein.

I løpet av mesozoikum og første del av cenozoikum ble hele dette havområdet klemt sammen mellom de omliggende landområdene. India løsrev seg fra Antarktis og beveget seg nordover mot det eurasiske kontinent, og åpnet samtidig opp for Det indiske hav bak seg. Også Afrika beveget seg nordover. Tethyshavet ble skjøvet mot Eurasia der det oppsto en dyphavsgrøft som havbunn med sedimenter langsomt ble skjøvet ned i. Vulkanene langs denne kollisjonssonen fikk rikelig tilgang på kalk, som i neste omgang ble til karbondioksid. I hele tiden mens Tethyshavet ble lukket hadde vi et vulkanbelte som sendte ekstra mye CO2 ut i atmosfæren. CO2-innholdet steg og klimaet ble varmere.

For 35 millioner år siden var Tethyshavet praktisk talt lukket. Vulkanene hadde ikke lenger så mye CO2 å by på. Samtidig var Atlanterhavet i ferd med å åpne seg. Nord- og Søramerika beveget seg vestover og la under seg havbunnen i Stillehavet. Men Stillehavet hadde, og har, forholdsvis tynne kalksteinsavleiringer, slik at vulkanene i kollisjonssonen langs vestkanten av disse kontinentene sendte ut relativt lite karbondioksid. CO2-innholdet i atmosfæren sank og verden ble langsomt kjøligere. Alt for 20 millioner år siden ble polene dekket av is, i alle fall i vinterhalvåret. Den nåværende istiden, kvartæristiden, satte inn for full styrke for ca. 2,5 millioner år siden.

Kvartæristiden vil fortsette så lenge Atlanterhavet åpner seg. De aller fleste vulkaner knyttet til kollisjonssoner befinner seg nå i "ildringen" omkring Stillehavet. Stillehavsbunnen er kalkfattig og vulkanene i ildringen gir et lavt tilskudd av CO2 til atmosfæren. Men en gang i framtiden vil platebevegelsene skifte og Atlanterhavet vil lukke seg igjen. Atlanterhavsbunnen har mye kalk. Når dette skjer, om mange millioner år, vil jorden gå inn i en ny varmetid.