Klima

Klima er typisk værmønster på et sted, basert på statistikk over været, vanligvis over et 30-års intervall. Det måles ved å evaluere mønstre av variasjon i temperatur, luftfuktighet, lufttrykk, vind, nedbør, partikkelmengden i atmosfæren og andre meteorologiske variabler i et gitt område over lang tid. Klima er forskjellig fra vær, i og med at været bare beskriver kortvarige forhold for disse variablene i en gitt region. De komplekse matematiske modellene som brukes for å beskrive klima og klimaendringer, tar hensyn til både naturlige og menneskeskapte påvirkninger, blant annet klimagasser og arealendringer. Ingen klimamodeller kan forklare temperaturendringene vi har sett over tid uten å ta hensyn til klimagassutslipp
Klimaet i en region genereres av klimasystemet, som har fem komponenter: atmosfære, hydrosfære, kryosfære, litosfære og biosfære.
Klimaet avhenger av breddegrad, terreng, og høyde over havet, samt nærliggende vannmasser og vassdrag. Klima kan bli klassifisert i henhold til gjennomsnittlige og typiske intervaller for ulike variabler, som oftest temperatur og nedbør. Det mest brukte systemet er Köppens klimaklassifisering. Et annet system, Thornthwaites klimaklassifisering, har vært i bruk siden 1948, og tar hensyn til data vedrørende evapotranspirasjon, sammen med temperatur og nedbør. Dette systemet benyttes for å studere det biologiske mangfoldet og hvordan klimaendringene påvirker det. Bergerons romlige synoptiske klassifiseringssystem har fokus på opprinnelsen til luftmassene som definerer klimaet i en region.
Paleoklimatologi er studiet av klimaet i tidligere tider. Siden direkte observasjoner av klimaet ikke er tilgjengelige fra før målingene begynte på 1800-tallet, blir paleoklima avledet fra ikke-biotiske (som ikke inneholder biologisk materiale) proxyverdier, for eksempel sedimenter i bunnen av innsjøer og iskjerner fra isbreer eller polområdene, og biotiske faktorer, for eksempel treringer og koraller. Klimamodeller er matematiske modeller av tidligere, nåværende og fremtidig klima. Klimaendringer kan oppstå over lange og korte tidsperioder bestemt ut fra en rekke faktorer; den nåværende omtales som global oppvarming.

Klimanormaler

Verdens meteorologiorganisasjon (WMO) beskriver klimanormaler som «referansepunkter som brukes av klimatologer for å sammenligne dagens klimatologiske trender med fortidens eller det som regnes som 'normalt'. En normal er definert som det aritmetiske gjennomsnitt av et klimaelement (for eksempel temperatur) over en 30-års periode. En 30-års periode brukes fordi dette er lenge nok til å filtrere ut årlige variasjoner eller avvik, men også kort nok til å kunne vise klimatisk utvikling over lengre tid.» 
Den internasjonale meteorologiske organisasjon, WMOs forløper, nedsatte i 1929 en teknisk kommisjon for klimatologi. På et møte i Wiesbaden i 1934 fastsatte denne kommisjonen at trettiårsperioden fra 1901 til 1930 skulle være referanseramme for klimatologiske standard normalperioder. I 1960 vedtok kommisjonen (nå under WMO) en ny normalperiode, 1931–1960. I 1982 ble det enighet om jevnlig oppdatering av klimanormalene for nye trettiårsperioder. Dagens klimanormaler er dermed basert på klimadata fra 1961 til og med 1990. Neste periode vil være 1991–2020. Imidlertid kan både teknologisk utvikling og klimaendringer føre til at det anses hensiktsmessig å beregne mer uoffisielle normalverdier for ulike værelementer og stasjoner før gjeldende periode er omme.

Forhold som påvirker klimaet

Klimasystemet er svært komplekst og består av fem hovedkomponenter: atmosfæren, hydrosfæren, kryosfæren, litosfæren og biosfæren – og samspillet mellom disse. Klimasystemet endrer seg over tid. Dels skyldes det systemets egen indre dynamikk, dels eksterne pådriv. Disse pådrivene kan være naturskapte, som vulkanutbrudd og variasjoner i solinnstråling. De kan også være menneskeskapte, og eksempler på dette er en del endringer i atmosfærens sammensetning og endret arealbruk på kloden.
Solens posisjon på himmelen er avgjørende for hvor mye varme som tilføres jordoverflaten og atmosfæren. Dermed er breddegraden den viktigste faktoren for et steds klima. Svært skjematisk kan en derfor dele inn jorden i soner. Skillet mellom sonene er vendesirklene og polarsirklene. Slik får vi én sone med  tropisk klima («uten vinter»), en nordlig og en sørlig sone med temperert klima og endelig en nordlig og en sørlig sone med polart klima («uten sommer»). I praksis er dette mer komplisert, blant annet på grunn av jordens varierende overflate. 
Faktorene som styrer klimaet et gitt sted, er i stor grad de samme som styrer det daglige været. I hovedsak er dette stedets breddegrad, høyden over havet, geografisk plassering i forhold til hav og land, fjellkjeder, havstrømmer og rådende vinder. Mange av disse faktorene er nærmest konstante og endres bare ved grunnleggende geologiske prosesser som går over perioder på millioner av år (platetektonikk). Andre påvirkningsfaktorer er noe mindre stabile, for eksempel den termohaline sirkulasjonen i verdenshavene (som har blitt endret ved Dansgaard-Oeschger-hendelser og Heinrich-hendelser).
Den store temperaturforskjellen mellom polene og ekvator, og mellom hav og land skaper et sirkulasjonsmønster, en snakker derfor om vestavindbeltet, passatvinder og monsuner. Fjellkjeder og innlandsiser gir igjen endringer av dette. En har også sterke vinder i høyere lag av atmosfæren, de såkalte jetstrømmer. Når det gjelder fuktighet er fordampning fra havet til atmosfæren den viktigste kilden, og denne faller som nedbør etter kort tid. Herskende vindretning og avstand fra havet er avgjørende for hvor mye nedbør et område får.
Tettheten og typen vegetasjonsdekning påvirker absorpsjon av solvarme, vannmagasinering og nedbør på regionalt nivå. Endringer i mengden av atmosfæriske klimagasser bestemmer mengden av solenergi som akkumuleres av planeten og som fører til global oppvarming eller global nedkjøling. Variablene som bestemmer klimaet er mange og har komplekse interaksjoner, men det er generell enighet om at de store linjene uansett er forstått, i hvert fall i den grad de er bestemmende for historiske klimaendringer.

Klimaklassifisering

Kompleksiteten i klimasystemet, der de ulike driverne samvirker på et utall av måter, gjør at det knapt finnes to steder på kloden med nøyaktig samme klima. For praktisk og vitenskapelig bruk må en derfor slå sammen områder med likheter til såkalte klimaregioner. Det er opp gjennom tidene utviklet tallrike klassifiseringssystemer, og disse har alle sine styrker og svakheter. Valg av system avhenger derfor av hensikten med arbeidet.

Klassifiseringer knyttet til vegetasjon og plantevekst

Det finnes flere klimaklassifikasjoner som baserer seg på plantevekst eller vegetasjonsgrupper. Disse forholder seg stort sett til to hovedkriterier – tørrhet (ariditet) og varme. Høy tørrhet er her ikke det samme som lite nedbør. Det er tale om «effektiv nedbør», det vil si nedbør minus fordampning. Ettersom høyere temperatur gir større fordamnping, kan forholdet mellom nedbør og temperatur brukes som et mål på nedbøreffektivitet. 
Lang-indeksen (utviklet av den tyske geologen Richard Lang (1882–1935) i 1915) er et eksempel på dette: forholdet mellom gjennomsnittlig årlig nedbør (i millimeter) og årsmiddeltemperatur (i grader celsius). Er indeksen under 40, betegnes området som tørt (arid). Er den over 160, er området hyperfuktig (perhumid).

Thornthwaites første system

For å avbøte noen av svakhetene ved Köppens system utviklet den amerikanske klimatologen Charles Warren Thornthwaite (1899–1963) et nytt klassifikasjonssystem tidlig på 1930-tallet. Dette systemet benytter også temperatur- og nedbørmålinger. Det ser samtidig på forholdet mellom den naturlige vegetasjonen og klimaet. Særlig tar Thornthwaite-systemet hensyn til forholdet mellom nedbør (P) og fordampning (E) og hvordan disse innvirker på planters vekst. Thornthwaite lanserte P/E-indeksen, som er definert som årssummen av månedenes P/E-forhold, som i hovedsak beregnes ved å dividere månedlig nedbør med månedlig fordampning. P/E-indeksen benyttet han så til å beskrive fem «fuktighetsprovinser» med ulik vegetasjon: regnskog, skog, gressletter, stepper og ørken.

Thornthwaites andre system

I 1948 foreslo Thornthwaite et nytt klassifiseringssystem (lett revidert i 1955). Dette gir en bedre beskrivelse av fuktigheten som er tilgjengelig for plantevekst. Et sentralt begrep her er potensiell evapotranspirasjon (PE), som er den mengden fuktighet som potensielt ville forsvinne ved fordampning fra jordsmonnet og ved transpirasjon fra plantene (forutsatt at fuktigheten var tilgjengelig). Thornthwaite innlemmet så PE i en ny indeks, som i hovedsak fastslås på grunnlag av forholdet mellom nedbør og PE. Indeksen er høy i fuktige klima og negativ i tørre klima. En indeks på null markerer grensen mellom våte og tørre klima.
I dette systemet opererer en med fuktighetsklasser: hyperfuktig (indeks over 100), fuktig (20 til 100), våt subfuktig (0 til 20), tørr subfuktig (–33 til 0), halvtørr (semiarid) (–67 til –33) og tørr (indeks under –67). Fuktige områder har altså normalt mer nedbør enn fordamping hvert år, mens tørre regioner har større fordampning enn nedbør. Totalt 33 prosent av jordens landområder er vurdert å være tørre eller halvtørre. 
I tillegg til klimaklassifisering har Thornthwaites fuktighetsindeks blitt brukt til å beskrive forholdet mellom klima og jord- og vegetasjonstyper. Den er også nyttig for studiet av hvordan klimaendringer påvirker fuktigheten. Studier tyder imidlertid på at PE-verdiene i Thornthwaites system blir for høye om sommeren og for lave om vinteren. Indeksen kan også benyttes når en skal anslå antallet arter av pattedyr (og herunder planteetere) innenfor et gitt område.
Termiske klassifiseringer innenfor Thornthwaite-systemet omfatter mikrotermiske-, mesotermiske- og megatermiske regimer. Et mikrotermisk klima kjennetegnes av lav årlig gjennomsnittstemperatur, vanligvis mellom 0 °C og 14 °C, korte somre og en potensiell fordampning mellom 140 mm og 430 mm. Et mesotermisk klima har ikke vedvarende varme eller vedvarende kulde, med potensiell fordampning mellom 570 mm og 1140 mm. Et megatermisk klima er et med vedvarende høye temperaturer og rikelig nedbør, med potensiell årlig fordampning på over 1140 mm.

Budykos klassifisering

Den russiske klimatologen Mikhail Ivanovitsj Budyko (1920–2001) utviklet i 1956 en klassifisering ikke ulik den til Thornthwaite. Han valgte imidlertid en mer grunnleggende tilnærming, idet han benyttet netto stråling som inngangsverdi i stedet for temperatur. Ved å dividere netto stråling tilgjengelig for fordampning fra en våt overflate med varmen som kreves for å fordampe stedets gjennomsnittlige årsnedbør, får en Budykos tørrhetsindeks. Denne har verdi større enn 1 for tørre områder og lavere enn 1 for fuktige områder. Ørkenklima defineres ved indeks over 3,0, mens for tundraklima har indeks under 0,33. Et problem med denne klassifiseringen har vært mangelen på strålingsmålinger i mange deler av verden.

Terjung og Louies klassifisering

Geografene Werner H. Terjung og Stella S-F. Louie fra USA publiserte i 1972 en klassifisering basert på årstidsvariasjoner i inngående og utgående energimengde til jorden. På grunnlag av dette utviklet de et system med 62 klimatyper i seks hovedgrupper.

Genetiske klassifiseringer

Dette er klassifiseringer som baserer seg på hvordan klimaet dannes (dets genese). På stor skala er hovedårsaken den atmosfæriske sirkulasjonen, og på denne bakgrunnen kan klimaet defineres etter rådende vindregimer eller luftmasser. Tyskeren Alfred Hettner regnes som den første til å lage et slikt system, i artikkelen «Die Klimate der Erde». Han tok i betraktning rådende vindsystemer, nedbørens mengde og varighet, samt stedets høyde over og avstand til havet. 
Et svært forenklet system, utviklet av Boris Alisov på 1930-tallet, var en tid mye benyttet i Sovjetunionen og andre østblokkland. Det baserte seg også på studier av luftmassene, men gav en del underlige resultater «på bakken», for eksempel at flere store ørkenområder ble betegnet som tropiske klimamessig.

Klassifiseringer basert på følt vær

Det finnes en del klimatologiske komfortindekser, som i hovedsak er utviklet gjennom fysiologiske forsøk. De viktigste variablene er i denne sammenhengen lufttemperatur, relativ luftfuktighet og vindhastighet. Ved å plotte kombinasjoner av disse definerer en menneskets komfortsone, ubehagssone og faresone. Neste steg er å kople klimadata for geografiske steder opp mot sonedefinisjonene. En kan slik definere klimaregioner etter hvor stor del av året som er i komfortsonen, og hvilke og hvor store kompenserende tiltak som kreves i ubehag- og fare-periodene (for eksempel ekstra klær, oppvarming og luftkjøling).

Tidlige systemer

Det er flere måter å klassifisere klima på. Opprinnelig ble clime definert i antikkens Hellas til å være en beskrivelse av været avhengig av stedets breddegrad. Moderne klimaklassifisering kan grovt deles inn i genetiske metoder, som fokuserer på årsakene til klima, og empiriske metoder, som fokuserer på effektene av klimaendringer. Eksempler på genetisk klassifisering er metoder basert på relativ frekvens av tilstedeværelse av ulike typer av luftmasser eller regioner (rom) av synoptiske værforstyrrelser. 
Eksempler på empiriske klassifikasjoner er klimasoner som er definert av plantehardførhet, evapotranspiration, eller mer generelt den klimaklassifisering som den russiske meteorologen Vladimir Köppen opprinnelig definerte i 1918, og som ble utviklet for å identifisere klima forbundet med visse biomer. En felles brist i disse klassifiseringssystemene er at de angir tydelige grenser mellom sonene de definerer, snarere enn den gradvise overgangen mellom klimaegenskaper som tross alt er vanligst i naturen.
Köppens system var et tallsystem mye basert på vegetasjonsforholdene. Utgangspunktet var årlige middelverdier for temperatur og nedbør. For vegetasjon var det fem hovedgrupper: Tropisk regntid uten kjølig årstid, tørt klima, temperert fuktig klima med mild vinter, temperert fuktig klima med streng vinter og artisk klima uten varm årstid. I tillegg ble det gitt underkategorier basert på nedbør, samt kulde og tørke.

Bergeron og romlig synoptisk inndeling

Den enkleste klassifiseringen involverer luftmassene. Bergeronklassifisering er en utbredt form for luftklassifisering, og benytter seg av tre bokstaver. Den første bokstaven beskriver luftens egenskaper angående fuktighet, med «c» for kontinental luftmassener (tørr) og «m» for sjøluft (fuktig). Den andre bokstaven beskriver termiske karakteristika for kilderegion: «T» for tropisk, «P» for polar, «A» for Arktis eller Antarktis, «M» for monsunen, «E» for ekvator, og «S» for høye luftlag (tørr luft dannet av store nedadgående bevegelser i atmosfæren). Den tredje bokstaven er brukt for å definere stabiliteten til atmosfæren. Hvis luftmassene er kaldere enn bakken under dem, benyttes bokstaven «k». Hvis luftmassene derimot er varmere enn bakken under dem, er symbolet «w». Mens luftmasseidentifikasjon opprinnelig ble brukt i værvarslingen allerede i 1950-årene, begynte klimatologer å etablere synoptiske klimatologi basert på denne ideen i 1973.
Det romlige synoptiske klassifiseringssystemet (SSC) er basert på Bergerons klassifiseringssystem. Det er seks kategorier innenfor SSC-ordningen: «Tørr polar» (tilsvarende «Kontinental polar»), «Tørr», «Moderat» (tilsvarende «Maritim superior»), «Tørr tropisk» (tilsvarende «Kontinental tropisk»), «Fuktig polar» (tilsvarende «Maritim polar»), «Fuktig moderat» (en hybrid mellom «Maritim polar» og «Maritim tropisk»), og «Fuktig tropisk» (tilsvarende «Maritim tropisk», «Maritim monsun» eller «Maritim ekvatorial»).

Dagens klimamålinger og utvikling av klimaet

For å bestemme klima gjøres mange forskjellige målinger over så lang tid som mulig. Typisk måles temperatur, nedbør, solskinn, vindforhold, fuktighet, skyer, antall frostnetter og flere andre forhold.
Klimautviklingen i nyere tid er kjent gjennom målinger fra værinstrumenter som termometre, barometre og vindmålere gjennom de siste to århundrene. De registrerte målingene som danner grunnlaget for å studere været i nyere tid kan ha endret seg gjennom årene. Det kan være kjente feil med målestasjonen og dens instrumenter, eller at de nærmeste omgivelsene til stasjonen er gradvis forandret over tid. Om en målestasjon står på et landlig sted som over tid får boligutbygging nært innpå, vil høyere temperaturer registreres i takt med utbyggingen. Dette må vurderes når en skal studere målinger for klimaet over lange tidsperioder.

Paleoklimatologi

Paleoklimatologi er studiet av fortidens klima over en lang periode av jordens historie. Målingene baserer seg på analyser av isflak, årringer, sedimenter, koraller og steiner for å finne fortidens klima. Gjennom dette finner en både perioder med stabilitet og perioder med endring, og det kan komme fram om endringene følger mønstre som regelmessige sykluser.

Klimaendringer

Klimaendringer er variasjonen i det globale og regionale klimaet over tid. Det gjenspeiler endringer i variabiliteten eller gjennomsnittlig tilstand til atmosfæren over tidsskalaer på alt fra tiår til millioner av år. Disse endringene kan være forårsaket av prosesser internt i jorden, eksterne pådriv (for eksempel variasjoner i intensiteten av sollys) eller som mer nylig, fra menneskelige aktiviteter.
I nyere språkbruk, særlig i kontekst av miljøpolitikk, refererer begrepet «klimaendringer» ofte bare til endringer i det siste århundrets klima, inkludert økningen i gjennomsnittlig overflatetemperatur, kjent som global oppvarming. I noen tilfeller brukes begrepet også i forbindelse med en antagelse av menneskelig årsakssammenheng, som i De forente nasjoners Klimakonvensjon, United Nations Framework Convention on Climate Change (UNFCCC). UNFCCC bruker «klimavariabilitet» for variasjoner ikke forårsaket av menneskelige aktiviteter.
Jorden har gjennomgått periodiske klimaskifter i fortiden, blant annet fire store istider. Disse består av glasiale perioder der forholdene er kaldere enn normalt, atskilt med perioder med mellomistider. Akkumulering av snø og is i løpet av en glasialperiode øker overflatens albedo, som reflekterer mer av solens energi ut i verdensrommet og vedlikeholder en lavere atmosfærisk temperatur. Økninger i klimagasser, for eksempel ved vulkansk aktivitet, kan øke den globale temperaturen og forårsake mellomistid. Foreslåtte årsaker til istidperioder omfatter posisjonen av kontinentene, variasjoner i jordens bane, endringer i solstrålingen og vulkanisme.
Global oppvarming resultater i endring av klimasonene. For eksempel «en endring på 3 °C i gjennomsnittlig årlig temperatur tilsvarer et isotermskifte på cirka 300 til 400 km i breddegrad (i den tempererte sonen) eller 500 m i høyden over havet. Derfor er det forventet at artene vil bevege seg oppover i høyden eller mot polene som respons på skiftende klimasoner».