Examensarbete grundnivå Biogeovetenskap, 15 hp
Den arktiska permafrostens minskning och dess positiva
feedback till den globala uppvärmningen
Ida Bohman
BG 76
2016
Förord
Denna uppsats utgör Ida Bohmans examensarbete i Biogeovetenskap på grundnivå vid Institutionen för naturgeografi, Stockholms universitet. Examensarbetet omfattar 15 högskolepoäng (ca 10 veckors heltidsstudier).
Handledare har varit Margareta Hansson, Institutionen för naturgeografi, Stockholms universitet. Examinator för examensarbetet har varit Regina Lindborg, Institutionen för naturgeografi, Stockholms universitet.
Författaren är ensam ansvarig för uppsatsens innehåll.
Stockholm, den 23 juni 2016
Steffen Holzkämper Chefstudierektor
ABSTRACT ... 2
SAMMANFATTNING ... 2
1. INTRODUKTION ... 3
1.2SYFTE OCH FRÅGESTÄLLNINGAR ... 4
2. BAKGRUND ... 4
2.1VÄXTHUSGASER OCH KLIMATSCENARIER ... 4
2.2PERMAFROST ... 5
2.2.1 Permafrostens utbredning ... 5
2.2.2 Yedoma, termokarst och talik ... 6
2.3KOLCYKELN OCH KOLRESERVOARER ... 6
2.4POTENTIELL ÖKNING AV BIOMASSA I SAMBAND MED KLIMATFÖRÄNDRINGAR ... 7
3. METOD ... 7
4. RESULTAT ... 8
4.1PERMAFROSTENS MINSKNING ... 8
4.1.1 Temperaturförändringar i mark och luft ... 8
4.1.2 Framtida minskning av permafrost ... 9
4.1.3 Expansion av det aktiva lagret ... 10
4.2BERÄKNAD EMITTERING AV CO2 OCH CH4 ... 10
4.3BIOMASSA- OCH LANDSKAPSFÖRÄNDRINGAR ... 12
5. DISKUSSION ... 12
6. SLUTSATS ... 16
TACK ... 16
7. REFERENSER ... 17
Abstract
24 % of the Northern Hemisphere’s landmass is underlain by permafrost. 1 700 billion tonnes of organic carbon (C) is stored in the permafrost, and the ongoing climate change lead to permafrost thawing and carbon release.
This study examines the extent of thawing permafrost and the estimated carbon emissions as a consequence of permafrost thawing. The results show an estimated decrease of near-surface permafrost up to 81% before 2100 due to an increase of the average global temperature.
Thawing permafrost releases CO2 and CH4 to the atmosphere, which amplifies the greenhouse effect and creates a positive feedback to global warming.
The magnitude of the positive feedback is uncertain but an average of 178 Pg C is expected to release to the atmosphere by 2100 if the anthropogenic emissions continues. A potential increase in biomass due to favorable growing conditions is not expected to offset the carbon emissions.
Sammanfattning
Permafrost återfinns under cirka 24 % av norra hemisfärens landytor. 1 700 miljarder ton organiskt kol (C) finns isolerat i permafrosten och de pågående klimatförändringarna leder till kolemissioner från tinande permafrost.
I denna litteraturstudie undersöks i vilken utsträckning permafrosten beräknas tina samt hur mycket kol som i samband med minskningen förväntas frigöras till atmosfären. Resultatet visar att upp till 81 % av all marknära permafrost riskerar att tina innan år 2100 till följd av en global medeltemperaturhöjning. När marken tinar frigörs kolet och emitterar till atmosfären i form av CO2 och CH4 vilket förstärker växthuseffekten ytterligare och skapar en positiv feedback till den globala uppvärmningen.
Magnituden av den positiva feedbacken är omdiskuterad men ett medelvärde av 178 Pg C beräknas kunna frigöras till atmosfären innan år 2100 om de antropogena utsläppen fortsätter obehindrat. En potentiell ökning av biomassa till följd av ett gynnsammare växtklimat
beräknas inte kunna kompensera för kolemissionerna.
1. Introduktion
Jordens klimat har ständigt naturliga fluktuationer vad gäller temperatur, nederbörd och atmosfärssammansättning. Lufttryck och vindmönster skapar skillnad i medeltemperatur mellan olika år och mängden energiinstrålning samt jordens bana runt solen har också en viktig roll för klimatets naturliga variation (Bernes 2007). De naturliga svängningarna kan däremot inte förklara den kraftiga temperaturhöjningen och halterna av växthusgaser i atmosfären som uppmätts de senaste årtiondena. Halten koldioxid, metan och dikväveoxid i atmosfären är så höga idag att det saknar motstycke för åtminstone de senaste 800 000 åren (Loulergue et al. 2008; Lüthi et al. 2008; Schilt et al. 2010)
Enligt IPCC (2013) är de polara regionerna hårdast drabbade av klimatförändringarna och temperaturhöjningarna vid polerna beräknas bli dubbelt så höga som vid övriga delar av jorden. Detta beror på att det solljus som normalt direkt reflekteras bort av isen istället absorberas av mark och vatten i takt med att snö- och istäcket minskar, vilket skapar en positiv feedback som leder till ytterligare solljusabsorption och uppvärmning (Sommerkorn &
Hassol 2009).
I stora delar av polarområdena återfinns permafrost; mark med en årsmedeltemperatur lägre än 0°C under minst två år i följd (Romanovsky et al. 2007). Permafrosten lagrar stora mängder kol i form av organiskt material eftersom nedbrytningen är avstannad så länge materialet är fruset (Schuur et al. 2015). I takt med att klimatet förändras och
medeltemperaturen stiger riskerar permafrosten dock att tina, vilket leder till att
nedbrytningen startar och kolet frigörs till atmosfären i form av CO2 och CH4. Utsläppen orsakar en förstärkning av växthuseffekten och temperaturen höjs, vilket ger upphov till en ytterligare upptining av permafrosten (Van Huissteden & Dolman 2012; Koven et al. 2015).
År 2015 uppdaterades de globala klimatmålen under ett världsomfattande klimatmöte i Paris.
Det fastställdes att den globala medeltemperaturen inte får överskrida 2°C över den medeltemperatur som rådde på jorden innan industrialismens början, men för att undvika betydande miljökonsekvenser bör temperaturökningen begränsas till 1.5°C. För att nå klimatmålet måste utsläppen av växthusgaser nå sin topp så snart som möjligt för att sedan minska radikalt (Paris Agreement 2015). I dessa klimatberäkningar ingår inte den feedback som permafrosten kan orsaka, och eftersom kolreservoarerna i marken nyligen upptäcktes vara nästan dubbelt så stora som man tidigare trott (Tarnocai et al. 2009) kan upptining av stora arealer permafrost få katastrofala konsekvenser för både klimat, samhälle och
ekosystem. Det är därför mycket viktigt att forskningen utvecklas kring ämnet och att problemet inkluderas i framtida klimatberäkningar.
1.2 Syfte och frågeställningar
Syftet med studien är att utifrån redan existerande forskning undersöka hur permafrostens utbredning hotas av ett förändrat klimat samt vilka konsekvenser som finns kopplade till en förändring av permafrostdistributionen. Intresset för permafrost har ökat markant det senaste årtiondet och målet med studien är att besvara följande frågeställningar:
• Hur har utbredningen av permafrost förändrats och hur mycket beräknas den minska de kommande 100 åren?
• Hur mycket CO2 och CH4 beräknas emittera vid en tinande permafrost?
• Kan en ökad biomassa till följd av ett gynnsammare klimat kompensera för ökande nivåer växthusgaser?
2. Bakgrund
2.1 Växthusgaser och klimatscenarier
Växthuseffekten är en förutsättning för allt liv på jorden. Den kontrollerar balansen mellan inkommande och utgående strålning och ger jordytan dess medeltemperatur (Christopherson 2012). Hur mycket värmestrålning som bibehålls nära marken och inte reflekteras bort avgörs av atmosfärens sammansättning av växthusgaser. En hög halt växthusgaser värmer upp luften ytterligare eftersom värmestrålningen hålls kvar en längre tid nära markytan, och därför leder ökande utsläpp av växthusgaser till stora klimatförändringar (IPCC 2013).
Till växthusgaserna hör bland annat koldioxid (CO2), metan (CH4), ozon (O3), dikväveoxid (N2O) och vattenånga (H2O) där koldioxid är den gas som ökar snabbast i atmosfären till följd av antropogena utsläpp. Sedan industrialismens början på 1800-talet har mängden koldioxid i atmosfären stigit från 280 ppm* till 400 ppm och kurvan fortsätter stadigt uppåt (IPCC 2013).
CO2 bildas bland annat vid förbränning av kol och andra fossila bränslen. Det finns i vår utandningsluft och tas upp av andra organismer vid fotosyntes och annan
koldioxidassimilation. Halten CO2 i atmosfären ökar idag med cirka 0.5 % per år och befaras öka ytterligare inom den närmaste tiden (Nationalencyklopedin 2016-05-10). Metan är en annan potent växthusgas som bildas när organiskt material bryts ner under syrefattiga förhållanden, exempelvis på botten av en sjö eller i en torvmark. Metan har cirka 25 gånger starkare effekt än koldioxid (Schuur & Abbott 2011) och ett ökat utsläpp av metangas kan därför snabbt förändra klimatet.
IPCC har i sin senaste rapport från 2013 arbetat fram olika klimatscenarier beroende på antropogena utsläpp, markanvändning och mängden växthusgaser som beräknas emittera de kommande åren. Scenarierna kallas Representative Concentration Pathways (RCP:er) och representerar fyra olika alternativ över hur vårt klimat kan utvecklas framöver
(Naturvårdsverket 2013). Varje RCP betecknas med en siffra som står för den
strålningsdrivning de kommer motsvara. Strålningsdrivningen mäts i W/m2 och är ett mått på
* Ppm = Parts per million
förändringar i skillnaden mellan inkommande och utgående strålning. Ett högre nummer innebär att mer strålning stannar vid jordytan vilket resulterar i en kraftigare klimatpåverkan (SMHI 2013-11-27).
De klimatscenarier IPCC fastställt är:
RCP 2.6 – Om koldioxidutsläppen kulminerar från 2020
RCP 4.5 – Om koldioxidutsläppen ökar fram till 2040 för att sedan avta RCP 6.0 – Om koldioxidutsläppen ökar fram till 2060 för att sedan avta
RCP 8.5 – Nuvarande klimatpolitik. Om koldioxidutsläppen fortsätter öka obehindrat.
RCP:erna baseras endast på mänskligt orsakade utsläpp och tar inte hänsyn till eventuell feedback från exempelvis permafrost.
2.2 Permafrost
De delar av jordens yta som säsongsvis eller ständigt är frusna i form av snö, frusen mark eller annan typ av is hör till kryosfären. Kryosfären är en väsentlig del av klimatsystemet då isens höga albedo* hjälper till att reflektera bort mycket av solinstrålningen och reglerar på så sätt jordens medeltemperatur (AMAP 2012). En viktig del av kryosfären är permafrosten;
mark med en årsmedeltemperatur lägre än 0°C under minst två år i rad (Romanovsky et al.
2007). Bildandet av permafrost bestäms av en rad olika faktorer såsom snömängd, temperatur och nederbörd, och stora delar av de ytor is och permafrost som finns idag är en relikt från de upprepade glaciationerna under Pleistocen (Desyatkin et al. 2015). Lagret permafrost kan sträcka sig från ett fåtal meter ända ner till 1500 meter under marken. Den bildar ett
impermeabelt lager under marken som hindrar smältvatten att rinna bort under sommaren för att istället finnas tillgängligt för växter och djur (AMAP 2012).
Under årets varmaste månader tinar det översta lagret av permafrosten, det aktiva lagret. Här sker alla ekologiska och hydrologiska processer och växtligheten får en chans att breda ut sig, fotosyntetisera och sedan brytas ner - ett led i kolets kretslopp. Det aktiva lagret är dynamiskt (Christopherson 2012) och dess mäktighet styrs av rådande klimat och temperatur. En
stigande global temperatur kan resultera i ett djupare aktivt lager som i sin tur orsakar en kraftigare nedbrytning vilket leder till störningar i kolcykeln då kolflödet förändras (Bonnaventure & Lamoureux 2013).
2.2.1 Permafrostens utbredning
Den största delen av alla permafrost återfinns på den norra hemisfären, där cirka 24 % av landytorna innehåller permafrost (Romanovsky et al. 2007). Man skiljer på kontinuerlig, diskontinuerlig och sporadisk permafrost, där den kontinuerliga permafrosten sträcker sig under hela markytan medan den diskontinuerliga permafrosten har en utsträckning på 40-80%
och den sporadiska 10-40% under marken (Desyatkin et al. 2015). Permafrost återfinns även under den Arktiska havsbottnen där den regleras av rådande havstemperatur (AMAP 2012).
* Albedo = En ytas förmåga att reflektera bort inkommande strålning från solen
I samband med ett projekt under 2007-2009 uppförde The International Permafrost Association ett nätverk av borrhål utrustade för långsiktiga temperaturobservationer i områden med permafrost för att kunna beräkna dess utbredning och eventuella minskning (Schaefer et al. 2014). Även äldre borrhål finns tillgängliga där mätningar pågått sedan 1975 vilket gör det möjligt att följa markens temperaturförändringar (AMAP 2012).
Mätningar av det aktiva lagrets tjocklek utförs också, och 1991 bildades CALM-programmet (Circumpolar Active Layer Monitoring) vilket utökade antalet observationsplatser och standardiserade mätmetoderna (Shiklomanov et al. 2008).
2.2.2 Yedoma, termokarst och talik
Yedoma är en typ av permafrost som täcker en total yta på över 1 miljon km2 av norra Sibirien och centrala Alaska (Grosse et al. 2013). Yedoma består av fruset, vindburet sediment som avsattes under sena Pleistocen och är rikt på både is och kol. Materialet i sedimentet har en mycket låg nedbrytningsgrad och består av stora mängder gräsrötter och ben från djur vilket gör att yedoma har cirka 10 till 30 gånger högre kolinnehåll än vanliga mineraljordar (Zimov et al. 2006). Yedoma har ett medeldjup på 25 meter, och det höga isinnehållet gör det känsligt för temperaturförändringar vilket kan leda till att stora mängder sediment tinar om temperaturen höjs (Koven et al. 2015).
När frusen mark utsätts för ett varmare klimat börjar isen i jorden att smälta. Vid en hög avsmältning blir marken instabil och kollapsar vilket skapar fördjupningar som sedan fylls med smältvatten, så kallade termokarstsjöar (Heslop et al. 2015). När permafrosten tinar under dessa sjöar frisläpps organiskt material till de syrefattiga bottnarna som sedan bryts ner och bildar CH4 (Romanovsky et al. 2007). Metangasen bubblar upp till ytan på de frusna sjöarna och är koncentrationen tillräckligt kraftig skapas öppna hål i isen och metangasen kan emitteras till atmosfären året runt (Walter et al. 2006). Ytterligare en formation som kan skapas i permafrostregioner är talik. En talik bildas när det aktiva lagret är för djupt för att frysa helt under vintern och återfinns ofta under termokarstsjöar (Schaefer et al. 2011).
2.3 Kolcykeln och kolreservoarer
Under en lång tidsperiod har en reservoar av organiskt kol bildats i marken genom processer såsom kryoturbation, torvackumulering och avsättning av organiskt material (Hugelius et al.
2014). I frusen mark är nedbrytningen av detta material avstannad och det är tack vare
permafrosten som kolet isoleras i marken och inte emitteras till atmosfären i form av CO2och CH4. Den totala mängden kol som finns bunden i marken beräknas till cirka 1700 miljarder ton (Tarnocai et al. 2009), vilket är nästan dubbelt så mycket kol som finns i atmosfären idag (Schuur et al. 2015) och fyra gånger mer kol än vad som någonsin emitterats till atmosfären från mänskligt orsakade utsläpp (Schuur & Abbott 2011).
Kolets kretslopp sträcker sig över hela biosfären och påverkar många ekosystem, vilket innebär att en störning i cykeln skulle kunna orsaka stora problem för flora och fauna i både terrestra- och marina ekosystem. Autotrofa organismer såsom växter och fytoplankton använder koldioxid i sin fotosyntes och tar därför upp stora mängder koldioxid från atmosfären och haven. När organismerna dör återförs kolet via respiration till atmosfären
igen, och beroende på syretillgången vid nedbrytningen av materialet kan kolet emitteras i form av CO2 eller CH4 (Nationalencyklopedin 2016-04-20).
Som tidigare nämnts finns den största reservoaren av kol bundet i mark och sediment. När permafrost tinar till följd av ett varmare klimat utsätts det tidigare frusna, organiska materialet för en snabb nedbrytningsprocess och växthusgaser frigörs (Koven et al. 2015). Om
nedbrytningen sker i väldränerad mark med god syretillgång emitteras CO2till atmosfären, medan CH4 frisläpps om nedbrytningen sker anaerobt i exempelvis hav, sjöar eller våtmarker (Schuur et al. 2013). Emissionen av växthusgaser bidrar till en ännu kraftigare
klimatförändring, en s.k. positiv feedback (Schaefer et al. 2014) och medeltemperaturen riskerar att höjas ytterligare.
2.4 Potentiell ökning av biomassa i samband med klimatförändringar Varmare temperaturer, längre växtsäsong och ökad näringstillgång till följd av ett förändrat klimat är faktorer som gynnar tillväxten av biomassa. Tidigare studier (Shaver et al. 2000;
Idso et al. 2014) visar att en klimatförändring potentiellt kan gynna kärlväxter och andra fotosyntetiserande organismer. Ett varmare klimat ger en längre tillväxtsäsong och i takt med att det aktiva lagret blir tjockare ökar habitat- och näringstillgången och fler växter har möjlighet att kolonisera tidigare frusen mark (Schuur et al. 2015). Den mängd kol som
beräknas emittera till atmosfären när permafrosten tinar skulle därför kunna balanseras upp av en ökad biomassa då de fotosyntetiserande organismerna binder kolet i sin växtcykel.
3. Metod
Denna litteraturstudie baseras på redan existerande forskning. Studien är avgränsad till de områden på norra halvklotet där permafrost återfinns, men har även en global anknytning då de klimatförändringar som förutspås berör hela jorden och dess atmosfär.
För att besvara frågeställningarna utformades en sökstrategi med ett antal kriterier och sökord för att begränsa antalet träffar och sortera ut de mest relevanta artiklarna. För att hitta
vetenskapliga artiklar användes databaserna EDS (EBSCO Discovery Service) samt Google Scholar. De källor som citerats i litteraturstudien har främst varit artiklar publicerade i vetenskapliga tidskrifter, men även kompletterande information från större myndigheter såsom SMHI och IPCC har använts. För att begränsa antalet sökträffar utarbetades ett antal sökkriterier. Artiklarna som valdes till litteraturstudien skulle vara publicerade nära i tid för att siffror och modeller skulle vara så aktuella som möjligt. Inga artiklar publicerade innan 2000-talet användes i studien då omfattande forskning kring ämnet främst pågått under det senaste årtiondet. Av de sökresultat som genererades valdes endast artiklar citerade av andra författare ett flertal gånger för att säkra trovärdigheten i informationen.
De sökord som användes för artikelsökning var:
Permafrost, permafrost distribution, active layer, carbon storage, biomass, carbon feedback, global carbon cycle, carbon emissions, samt en kombination av dessa sökord, exempelvis
permafrost + carbon feedback. Vissa artiklar hittades även via referenslistor där författaren refererat till lämpligt material.
4. Resultat
4.1 Permafrostens minskning
4.1.1 Temperaturförändringar i mark och luft
Permafrostens utbredning beror på ett flertal klimatrelaterade faktorer, där luft- och
marktemperaturen har en central roll. Den globala medeltemperaturen i luften har ökat med 0.87°C sedan 1880, och de tio varmaste åren sedan mätningarna började har alla inträffat under 2000-talet (NASA 2016). Från 2000-talets början har lufttemperaturen vid Arktis varit upp till 4 grader varmare än medeltemperaturen på samma plats under åren 1951-2000 (AMAP 2012). Baserat på IPCC:s olika klimatscenarier beräknas medeltemperaturen vid Arktis att stiga ytterligare med minst 3°C, och vid det värsta scenariot (RCP 8.5) ända upp till 11°C. En temperaturökning med flera grader hotar stora delar av permafrosten som tinar när marktemperaturen överstiger 0°C.
I Abisko har marktemperaturmätningar pågått sedan 1913, och fram till 2006 har
medeltemperaturen i marken ökat med 2.5°C och ligger nu nära eller över 0°C vid ett flertal platser (Johansson et al. 2011). Mätningar visar även att lagret permafrost i Abiskoområdet minskat från 15 meter år 1980 till 9 meter år 2009 (Johansson et al. 2011).
Världsomfattande data från marktemperaturmätningar visar att permafrostens temperatur globalt ökat med upp till 2°C de senaste 30 åren (Figur 1). Vid flera observationsplatser närmar sig temperaturen 0°C (Christiansen et al. 2010; Romanovsky et al. 2010), vilket gör permafrosten känslig för klimatförändringar och innebär en hög risk för upptining. Den diskontinuerliga permafrosten löper störst risk försvinna och medeltemperaturen i marken på platser med diskontinuerlig permafrost ligger på -2°C eller högre världen över (Romanovsky et al. 2010). I nordvästra Ryssland har den sydligaste gränsen för permafrost flyttats mellan 30 till 80 km norrut sedan 1970, och stora delar av den tidigare kontinuerliga permafrosten har splittrats och övergått till diskontinuerlig permafrost (AMAP 2012).
Figur 1. Markmedeltemperatur registrerad mellan 1970-2010 vid tio olika platser belägna i permafrostregioner i Ryssland, Canada, Svalbard och Alaska.(Från AMAP 2012).
4.1.2 Framtida minskning av permafrost
Enligt IPCC’s senaste rapport från 2013 kan utbredningen av permafrost nära markytan (<3.5 m) innan år 2100 minska med 37 % vid RCP 2.6 och upp till 81 % vid RCP 8.5 beroende på vilket klimatscenario som inträffar (Figur 2). Även andra modeller (Schuur et al. 2011;
Harden et al. 2012; Schuur et al. 2013) pekar på liknande resultat där 9–16 % av den marknära permafrosten beräknas ha tinat inom 30 år, 47–63 % innan 2100 och 67–80 % nästkommande sekel.
Av upphovsrättsliga skäl saknas bilden i den elektroniska utgåvan
Figur 2. Beräknad minskning av den marknära permafrostens globala utbredning vid olika klimatscenarier innan år 2100. Utbredningen mäts i miljoner kvadratkilometer. Från IPCC 2013.
4.1.3 Expansion av det aktiva lagret
I takt med att permafrosten minskar expanderar det aktiva lagret vilket gör marken mer känslig för nedbrytning eller uttorkning (AMAP 2012). Vid de svenska observationsplatserna har det aktiva lagret ökat i genomsnitt mellan 0.7 och 1.3 cm per år de senaste 30 åren
(Åkerman & Johansson 2008).
En rapport från Luo et al. (2016) med globala observationer visar att det aktiva lagret ökar mest på platser med diskontinuerlig- och sporadisk permafrost. Det aktiva lagret sträcker sig från ett fåtal centimeter i zoner med kontinuerlig permafrost till över 10 meter i de
diskontinuerliga permafrostregionerna. Observationsplatserna i norra Europa har de
kraftigaste förändringarna i det aktiva lagret med en genomsnittlig tillväxt på 3.1 cm per år, medan det aktiva lagret i centrala Sibirien har en tillväxt på cirka 0.01 cm per år (Luo et al.
2016).
4.2 Beräknad emittering av CO2 och CH4
Eftersom stora delar av Norra Sibiriens termokarstsjöar ligger på yedomamark förväntas stora metanutsläpp från dessa sjöar vid en förändring av struktur och temperatur i marken. En studie från 2006 (Walter et al.) visar att antalet termokarstsjöar ökat markant i Norra Sibirien sedan 1974 vilket lett till en ökad emittering av CH4 med 58 % sedan 70-talet. Även vid svenska observationsplatser har ett stigande halter CH4noterats, med ett ökat utsläpp på 22-66
% sedan 1970 (Christensen et al. 2004).
Flera modeller och beräkningar över hur mycket kol i form av CO2 och CH4 som beräknas emittera till atmosfären inom det närmaste seklet finns publicerade. De olika modellerna visar potentiella kolutsläpp från permafrosten innan år 2100 under scenariot att de nuvarande
mänskliga utsläppen fortsätter obehindrat (RCP 8.5). Beräkningarna har en spridning på 62−379 Pg C* där medelvärdet är 178 Pg C (Figur 3).
Figur 3. Potentiella kolemissioner från tinande permafrost innan år 2100 sammanställt från 10 olika
vetenskapliga artiklar. Beräkningarna baseras på IPCC:s klimatscenario RCP 8.5. Källan till informationen står angiven under respektive stapel och det streckade linjen anger medelvärdet av de olika beräkningarna.
Schuur et al. uppskattar i sin sammanställning från 2015 att 59 % av de totala kolutsläppen från permafrosten kommer att ske efter 2100 på grund av den fördröjning den långsamma nedbrytningen av det organiska materialet skapar. En sammanlagd minskning av
kolreservoarerna i permafrosten till följd av dess upptining beräknas till ~5-15 % innan år 2100 där 10 % motsvarar cirka 130-160 Pg C (Schuur et al. 2015). Av det kol som beräknas emittera uppskattas cirka 2.5 % vara i form av CH4(Schuur & Abbott 2011; Schuur et al.
2015). Enligt ytterligare en modell från 2015 (Hope & Schaefer) kommer emittering av CO2
och CH4 från den tinande permafrosten öka den globala medeltemperaturen med ytterligare 0.17°C inom de närmaste 100 åren vid klimatscenario RCP 8.5. Fram till år 2200 beräknas den tinande permafrosten ensam orsakat en global medeltemperaturhöjning på 0.29°C vilket motsvarar 7 % av den totala temperaturhöjningen (Hope & Schaefer 2015).
Det förutspås (Schuur & Abbott 2011; Schuur et al. 2013; Abbott et al. 2016) att 65 till 85 % av kolutsläppen från tinande permafrost kan undvikas om de antropogena utsläppen minskar och utsläppskurvan följer klimatscenario RPC 2.6 istället för RCP 8.5.
* Pg C = Petagram kol (C). 1 Pg = 1 miljard ton.
0 50 100 150 200 250 300 350 400
Pg C Pg C innan 2100
Medelvärde
4.3 Biomassa- och landskapsförändringar
Tidigare utförda modeller (Shaver et al. 2000; Qian et al. 2010) över hur en ökad biomassa kan kompensera för ett ökat kolutsläpp menar att nya, gynnsamma förhållanden gör att nettoprimärproduktionen kan öka med 80 % fram till 2100. Detta skulle innebära att marken fortsätter att vara en kolsänka fram till dess, och att fotosyntetiserande organismer
kompenserar för utsläppen. Sturm et al. (2001) menar att Arktis busk- och trädskikt redan har ökat de senaste 150 åren till följd av ett varmare klimat, och i en studie från 2009 (Schuur et al.) beräknas biomassan kunna kompensera för emissionen av växthusgaser åtminstone under de första årtiondena, tills dess att kolutsläppen blir för höga.
Enligt en omfattande rapport från Abbott et al. (2016) är de tidigare studierna ej kompletta då man inte tagit hänsyn till väsentlig information såsom ökad brandfrekvens, kollapsande kustlinjer eller andra störningar i ekosystemen till följd av klimatförändringar, som i sin tur kan påverka kolutsläppen samt mängden biomassa. När permafrosten tinar förändras landskapets uppbyggnad och struktur eftersom marken tappar sin stabilitet (Schuur et al.
2008). Beroende på underliggande jordmån och andra markförhållanden kan markytan antingen dräneras och torka ut eller vattenfyllas och bilda nya sjöar (Sannel & Kuhry 2011).
En ökad evaporation i takt med ett varmare klimat leder till uttorkad mark (AMAP 2012) och organismer som idag växer på platser med permafrost riskerar därför att drabbas av torkstress eller annan störning med ännu mindre biomassa som följd när permafrosten tinar (Abbott et al. 2016). Man menar därför att den mängd kol som frigörs kommer att överstiga biomassans kapacitet att binda det oavsett vilket klimatscenario som inträffar (Abbott et al. 2016).
Enligt Gower et al. (2001) kan tundravegetation binda cirka 0.5 kg C/m2 medan boreal skog håller cirka 4 kg C/m2, vilket innebär en total kolsänka på 4.5 kg C/m2 vid permafrostmark om trädgränsen förflyttas uppåt utan att vegetationssammansättningen förändras. Ofrusen
borealskogsmark innehåller cirka 9 kg C/m2 i den översta metern, medan permafrostmark kan binda betydligt mer än så; upp till 44 kg C/m2 (Michaelson et al. 1996). Enligt dessa
beräkningar kan den ökade mängden biomassa som en klimatförändring skulle kunna generera inte kompensera för kolutsläppen.
5. Diskussion
Anledningen till att stora delar av permafrosten har försvunnit just i Skandinavien när den är relativt stabil i andra delar av världen har troligtvis att göra med att den är sporadisk och inte sträcker sig lika djupt som på andra, kallare platser (Åkerman & Johansson 2008).
Diskontinuiteten gör permafrosten känsligare för förändringar i temperatur och nederbörd och den tinar snabbt när marken värms upp (Christopherson 2012).
Förändringar i det aktiva lagret orsakas troligtvis av en förhöjd lufttemperatur samt ett ökat snödjup som fungerar som isolering under de kalla månaderna och förhindrar återfrysning av marken (Johansson et al. 2006; Bonnaventure & Lamoureux 2013). Eftersom
klimatförändringarna förväntas bidra till kraftigare nederbörd (IPCC 2013) kan detta leda till att ytterligare permafrost försvinner då ett tjockare snötäcke skyddar marken från att frysa och
det aktiva lagret blir kraftigare. Ökande regnmängder påskyndar också processen eftersom fuktig mark fungerar som värmeledare under sommarmånaderna och ökar värmeöverföringen nedåt i marken (Åkerman & Johansson 2008). När det aktiva lagret varje år blir tjockare kommer mer organiskt material blottas och tillgängliggöras för nedbrytning, vilket startar kedjereaktionen där växthusgaser frisläpps och lufttemperaturen ökar ytterligare.
Kartläggningen och övervakningen av permafrostens utveckling är komplicerad eftersom permafrost ofta återfinns långt under markytan på särskilt otillgängliga platser (Shuur &
Abbott 2011), men i takt med att man insett allvaret och betydelsen av permafrostens utbredning har forskningen kring ämnet utvecklats. De nya, standardiserade borrhålen som skapades under International Polar Year kommer exempelvis att underlätta
marktemperaturmätning de kommande åren och på så sätt hjälpa oss att följa hur klimatet utvecklas.
CH2 och CH4är två av de mest centrala växthusgaserna vad gäller framtida
klimatförändringar och uppvärmning av jorden. I takt med att permafrosten tinar och tidigare fruset material blottas och bryts ner kommer CO2 eller CH4 att emitteras till atmosfären vilket leder till en ännu kraftigare uppvärmning och den positiva feedbacken är ett faktum. Exakta siffror och modeller över den mängd CO2 och CH4 som riskerar att frigöras är svårt att ta fram eftersom utfallet beror på många olika faktorer såsom antropogena utsläpp, temperatur,
hydrologi och förväntad reaktion från andra klimatsystem. IPCC:s klimatscenarier ger en fingervisning om vilka tänkta klimatutfall som kan inträffa, men man är inte helt överens över vilka faktorer som spelar in och olika modeller ger varierande resultat. Enligt flera olika modeller (Koven et al. 2011; Schuur & Abbott 2011; Burke et al. 2012; Harden et al. 2012;
McDougall et al. 2012; Schneider von Deimling et al. 2012; Schuur et al. 2013; Schaefer et al. 2014; Koven et al. 2015; McDougall 2016) kommer ett utsläpp av cirka 178 Pg C ske inom de närmaste 100 åren vid klimatscenario RCP 8.5. 1 Pg C motsvarar 0.47 ppm CO2 i atmosfären (Raupach & Canadell 2010) vilket innebär en uppskattad ökning på cirka 84 ppm CO2i atmosfären ensamt orsakat av permafrosten. I kombination med fortsatta utsläpp från mänsklig aktivitet kan halten CO2 i atmosfären snabbt nå alarmerande nivåer. IPCC har i sin senaste rapport inte heller inkluderat feedbacken från potentiella utsläpp i
permafrostregionerna (Schaefer et al. 2014) vilket innebär att ytterligare ett kraftigt påslag på redan estimerat höga utsläppsnivåer automatiskt kan ske i takt med att atmosfären värms upp.
Anledningen till att beräkningarna över kolutsläppen är så varierande i olika artiklar har förmodligen att göra med vilka metoder man använder och vilka faktorer som ingår i beräkningarna.
Ett av de stora frågetecknen inom forskningen är i vilken form kolet främst kommer emitteras. Nedbrytning under aeroba förhållanden genererar CO2 till atmosfären medan anaerob nedbrytning resulterar i att CH4 bildas (Schaefer et al. 2014). Om nedbrytningen kommer att ske aerobt eller anaerobt beror på hur tinandet av permafrosten påverkar
landskapet, och eftersom samspelet mellan permafrosten, klimatet och hydrologin är mycket komplex är det svårt att förutsäga hur terrängen kommer att förändras i ett varmare klimat (Britta Sannel, muntlig inf. 2016-05-10). Hur marken kommer att påverkas beror på flera olika faktorer såsom jordart och permeabilitet, men den mest logiska teorin är att marken först
blir vattenmättad när isen smälter vilket bildar termokarstsjöar och kärr. I takt med att
klimatet blir varmare kan dessa sjöar dock dräneras när den underliggande permafrosten tinar vilket skapar instabilitet och torkar ut marken (Britta Sannel, muntlig inf. 2016-05-10). Att veta hur fördelningen mellan CO2 och CH4ser ut är väsentligt eftersom CH4 är en 25 gånger starkare växthusgas än CO2 och bidrar därför till stora klimatförändringar även i små halter (Schuur & Abbott 2011). Andelen kol som kommer att frigöras i form av CH4har uppskattats till cirka 2.5 % (Schuur & Abbott 2011; Schuur et al. 2013), men trots den låga procenten beräknas CH4 stå för nästan halva uppvärmningseffekten på grund av dess styrka (Schuur &
Abbott 2011).
Schuur et al. (2011) belyser också problemet att det är svårt att förutsäga hur klimatsystemen kommer att påverkas av ökande utsläpp. Många modeller beräknar att marken kommer att värmas upp i takt med att lufttemperaturen stiger och att nedbrytningen sedan ökar, men vissa anser att det är en förenkling. Om landskapet tinar snabbt kan iskilarna i marken smälta vilket resulterar i en kollaps av landskapet, termokarstbildning och en ännu snabbare upptining av permafrosten (Schuur et al. 2011). En ökad brandfrekvens till följd av torrare och varmare klimat kan också bidra till att ytterligare kol överförs från marken till atmosfären eftersom elden frigör CO2, CO och i viss mån även CH4 (Schuur et al. 2008). Eftersom brand bidrar till uppvärmning av marken borde det även kunna leda till djupare upptining av permafrosten och en ännu snabbare nedbrytning och emittering av växthusgaser. Det är även svårt och
tidskrävande att utveckla tillförlitliga modeller eftersom permafrostregionerna ligger i extrema, otillgängliga miljöer där endast ett fåtal forskningsstationer finns tillgängliga i kontrast till den stora ytan permafrost som finns (Schuur et al. 2011). Detta försvårar självklart forskningen ytterligare.
Osäkerheten i hur klimatet och landskapet kommer att påverkas om permafrosten tinar gör att det är svårt att förutspå hur vegetationen i sin tur kommer att reagera. Förändringar i det aktiva lagret samt distributionen av permafrost påverkar markens hydrologi (Johansson et al.
2006), och som tidigare nämnts kan landområden där permafrosten försvinner antingen bli vattenmättade eller dränerade beroende på platsens markförhållanden. När permafrosten tinar och marken förlorar sin stabilitet (Schuur et al. 2008) kan raserade kustlinjer och förändrade sjöar leda till att tillgången på vatten och näring blir begränsad, till skillnad mot vad man tidigare förutspått. I kombination med en ökad brandfrekvens till följd av ett varmare klimat kan detta självklart ha förödande konsekvenser både för vegetationen, djurlivet och
atmosfärens sammansättning. Om marken istället blir blötare på grund av ökad tillrinning när is- och permafrost avtar, ökar näringstillgången för biomassan. Detta borde dock kunna leda till att vissa växter inte längre klarar av att växa i det förändrade habitatet, och istället för att den totala biomassan ökar kanske floran bara byts ut vilket innebär att vegetationen tar upp samma mängd kol som tidigare. De beräkningar som finns tillgängliga över olika
vegetationstypers förmåga att binda kol visar att tundramark som koloniserats av borealskog kan hålla cirka 4.5 kg C/m2 (Gower et al. 2001). I relation till att permafrostregioner binder i genomsnitt 44 kg C/m2 (Michaelson et al. 1996) innebär det att ett stort överskott kol finns tillgängligt i den frusna marken och att det krävs enorma mängder biomassa för att väga upp en eventuell emittering. Skulle upptiningen dessutom sträcka sig ännu längre ner i marken än
bara den första metern hade konsekvenserna blivit ännu kraftigare eftersom kolreservoaren då uppskattas till cirka 100 kg C/m2 (Schuur et al. 2008). Att jämföra dessa siffror är dock inte helt relevant eftersom upptiningen av permafrosten troligtvis kommer att ske relativt långsamt och hela markens kolförråd inte kommer att frigöras samtidigt.
Att det beräknas att upp till 85 % av kolutsläppen från permafrostregionerna kan undvikas vid klimatscenario RCP 2.6 (Schuur & Abbott 2011; Abbott et al. 2016) bevisar att permafrostens degradering utgör en stor risk för klimatet, och befolkningen har jordens framtid i sina händer.
För att stoppa den utveckling vi är på väg mot krävs stora insatser för att minska de
antropogena växtgasutsläppen. Även om mängden växthusgaser som beräknas emittera från permafrostregionerna inte överstiger de antropogena utsläppen från exempelvis fossila bränslen (Schuur & Abbott 2011), utgör de ändå ett hot och en förstärkning av de redan allt för höga utsläppsnivåerna. CO2 ackumuleras i atmosfären och finns kvar tills dess att det tas upp av en s.k. sänka – exempelvis växter eller träd (Margareta Hansson, muntlig inf. 2016-06- 01). Den intensiva avskogningen som pågår runt om i världen är därför också värd att ta med i beräkningen. Nettoförlusten av skog är 5.2 miljarder hektar per år vilket motsvarar en yta av hela Costa Rica (FAO 2010). Kanske måste en ännu kraftigare ansträngning göras vad gäller återplantering av skövlad skog för att skapa fler kolsänkor och skydda oss mot permafrostens hotande kolutsläpp?
Permafrost är ett relativt nytt, högaktuellt forskningsämne och rapporter med nya beräkningar och information publiceras ständigt. Jag tror att den största svårigheten ligger i att veta vilket scenario som kommer att inträffa och exakt hur de olika klimatsystemen reagerar i olika situationer. Vi har under människans existens aldrig upplevt denna typ av antropogent orsakad klimatförändring och kan bara spekulera i vad som skulle kunna ske vid olika scenarier. Stora osäkerheter finns i hur kryosfären kommer att förändras och vilka
klimatsystem som kommer påverkas av störningar i snö-, is- och permafrostdistributionen.
Kolemittering till atmosfären är långtifrån det enda problemet med tinande permafrost.
Lanskapsförändringar i permafrostregionerna medför konsekvenser för samhälle och
infrastruktur. Städer med upp till 200 000 invånare är byggda på permafrost och när marken tinar och mjuknar blir hus, broar, rör och andra byggnader instabila och börjar sjunka och gå sönder (AMAP 2012). Haven försuras när ett överskott av CO2 från smältvatten reagerar med havsvattnet och bildar kolsyra (Semiletov et al. 2016), vilket leder till stora störningar i havens biologiska mångfald samt påverkar hela näringskedjan. Oavsett vilket klimatscenario som inträffar kommer permafrosten att påverka klimatet, och det unika med just permafrost är den långsamma svarstiden (Schaefer et al. 2011). När permafrosten väl börjat tina kommer utsläppen att fortsätta okontrollerat under flera århundraden även om de antropogena utsläppen försvinner helt, vilket gör konsekvenserna svåra att förutse och förhindra.
Ytterligare forskning krävs inom ämnet då framtidsprognoserna fortfarande är osäkra.
Klimatmålet som tillåter en medeltemperaturhöjning av max 2°C kanske är för högt satt, eftersom en så kraftig temperaturhöjning skulle orsaka stora förändringar i permafrosten och automatiskt höja medeltemperaturen ytterligare. Trots att magnituden av permafrostens
feedback fortfarande är osäker är det fastställt att klimatet har förändrats och kommer att fortsätta förändras, och det är upp till oss hur framtidsutsikterna ser ut.
6. Slutsats
Medeltemperaturen i polarområdena beräknas stiga med minst 3°C inom de närmaste 100 åren. En minskning av den marknära permafrosten uppskattas till 37-81 % innan år 2100 beroende på inträffat klimatscenario, och förväntas leda till en emission av cirka 178 Pg C vid RCP 8.5. Den senaste forskningen pekar på att biomassan inte kommer kunna kompensera för de ökade utsläppen eftersom landskapsförändringar, brand och andra processer kopplade till klimatförändringarna kommer att försvåra växternas utbredning. Magnituden av feedbacken från permafrosten är fortfarande osäker och ytterligare forskning krävs inom ämnet.
Tack
Ett stort tack till min handledare Margareta Hansson för vägledning och stöd genom arbetet.
Jag vill även rikta ett tack till Britta Sannel, Gustaf Hugelius och Ulf Molau för att ni delat med er av er expertis och svarat på mina frågor om ämnet.
7. Referenser
AMAP (Arctic Monitoring and Assessment Programme), 2012: Arctic Climate Issues 2011:
Changes in Arctic Snow, Water, Ice and Permafrost. SWIPA 2011 Overview Report.
Oslo. xi + 97pp.
Bernes, C. 2007: En ännu varmare värld. Växthuseffekten och klimatets förändringar. Monitor 20. 176 s.
Bonnaventure, P.P & Lamoureux, S. F. 2013: The active layer: A conceptual review of monitoring, modelling techniques and changes in a warming climate. Progress in Physical Geography, 0309133313478314.
Burke, E. J., Hartley, I. P. & Jones, C. D. 2012: Uncertainties in the global temperature change caused by carbon release from permafrost thawing. The Cryosphere, 6(5), 1063- 1076.
Christensen, T. R., Johansson, T., Åkerman, H. J., Mastepanov, M., Malmer, N., Friborg, T., Crill, P. & Svensson, B. H. 2004: Thawing sub-‐‑arctic permafrost: Effects on vegetation and methane emissions. Geophysical research letters, 31(4).
Christiansen, H. H., Etzelmüller, B., Isaksen, K., Juliussen, H., Farbrot, H., Humlum, O., ... &
Holmlund, P. 2010: The thermal state of permafrost in the Nordic area during the International Polar Year 2007–2009. Permafrost and Periglacial Processes, 21(2), 156- 181.
Christopherson, W. R. 2012: Geosystems: An Introduction to Physical Geography, 9/E.
Pearson Education Limited. 688 s.
Desyatkin, R., Fedorov, A., Desyatkin, A. & Konstantinov, P. 2015: Air temperature changes and their impact on permafrost ecosystems in eastern Siberia. Thermal Science, (00), 102-102.
FAO (Food and Agriculture Organization of the United Nations). 2010: Global forest resources assessment 2010. FAO Forestry Paper 163.
Gower, S. T., Krankina, O., Olson, R. J., Apps, M., Linder, S. & Wang, C. 2001: Net primary production and carbon allocation patterns of boreal forest ecosystems. Ecological Applications, 11(5), 1395-1411.
Grosse, G., Robinson, J. E., Bryant, R., Taylor, M. D., Harper, W., DeMasi, A., ... & Harden, J. 2013: Distribution of late Pleistocene ice-rich syngenetic permafrost of the Yedoma Suite in east and central Siberia, Russia. US Geological Survey Open File
Report, 2013(1078), 1-37.
Harden, J. W., Koven, C. D., Ping, C. L., Hugelius, G., David McGuire, A., Camill, P., ... &
Schuur, E.A. 2012: Field information links permafrost carbon to physical vulnerabilities of thawing. Geophysical Research Letters, 39(15).
Heslop, J. K., Anthony, W., Katey, M., Sepulveda-Jauregui, A., Martinez-Cruz, K., Bondurant, A., ... & Jones, M.C. 2015: Thermokarst lake methanogenesis along a complete talik profile. Biogeosciences, 12, 4317-4331.
Hope, C. & Schaefer, K. 2015: Economic impacts of carbon dioxide and methane released from thawing permafrost. Nature Climate Change.
Hugelius, G., Strauss, J., Zubrzycki, S., Harden, J. W., Schuur, E., Ping, C. L. & O'Donnell, J.
A. 2014: Estimated stocks of circumpolar permafrost carbon with quantified uncertainty ranges and identified data gaps. Biogeosciences, 11(23), 6573-6593.
IPCC, 2013: Summary for Policymakers. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the
Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M.
Tignor, S. K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)].
Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.
Johansson, T., Malmer, N., Crill, P. M., Friborg, T., Aakerman, J. H., Mastepanov, M. &
Christensen, T. R. 2006: Decadal vegetation changes in a northern peatland, greenhouse gas fluxes and net radiative forcing. Global Change Biology, 12(12), 2352-2369.
Johansson, M., Åkerman, J., Keuper, F., Christensen, T. R., Lantuit, H. & Callaghan, T. V.
2011: Past and present permafrost temperatures in the Abisko area: Redrilling of boreholes. Ambio, 40(6), 558-565.
Koven, C. D., Ringeval, B., Friedlingstein, P., Ciais, P., Cadule, P., Khvorostyanov, D., ... &
Tarnocai, C. 2011: Permafrost carbon-climate feedbacks accelerate global
warming. Proceedings of the National Academy of Sciences, 108(36), 14769-14774.
Koven, C. D., Schuur, E. A. G., Schädel, C., Bohn, T. J., Burke, E. J., Chen, G., ... & Hayes, D. J. 2015: A simplified, data-constrained approach to estimate the permafrost carbon–
climate feedback. Phil. Trans. R. Soc. A, 373(2054), 20140423.
Loulergue, L., Schilt, A., Spahni, R., Masson-Delmotte, V., Blunier, T., Lemieux, B., ... &
Chappellaz, J. 2008: Orbital and millennial-scale features of atmospheric CH4 over the past 800,000 years. Nature, 453(7193), 383-386.
Luo, D., Wu, Q., Jin, H., Marchenko, S. S., Lü, L. & Gao, S. 2016: Recent changes in the active layer thickness across the northern hemisphere. Environmental Earth
Sciences, 75(7), 1-15.
Lüthi, D., Le Floch, M., Bereiter, B., Blunier, T., Barnola, J. M., Siegenthaler, U., ... &
Stocker, T.F. 2008: High-resolution carbon dioxide concentration record 650,000–
800,000 years before present. Nature, 453(7193), 379-382.
MacDougall, A. H., Avis, C. A. & Weaver, A. J. 2012: Significant contribution to climate warming from the permafrost carbon feedback. Nature Geoscience, 5(10), 719-721.
MacDougall, A. H. 2016: Projecting the release of carbon from permafrost soils using a perturbed parameter ensemble modelling approach. Biogeosciences, 13(7), 2123.
Michaelson, G. J., Ping, C. L. & Kimble, J. M. 1996: Carbon storage and distribution in tundra soils of Arctic Alaska, USA. Arctic and Alpine Research, 414-424.
NASA. Hämtad 2016-05-02. Global temperature. [http://climate.nasa.gov/vital-signs/global- temperature/]
Nationalencyklopedin. Hämtad 2016-04-20. Kolets kretslopp.
[http://www.ne.se/uppslagsverk/encyklopedi/lång/kol/kolets-kretslopp]
Nationalencyklopedin. Hämtad 2016-05-10. Koldioxid.
[http://www.ne.se/uppslagsverk/encyklopedi/lång/koldioxid]
Naturvårdsverket. 2013. Snabbguide till IPCC:s RPC-scenarier.
[http://www.naturvardsverket.se/Global/Samarbetswebbar/ipcc/rapporten/RCP- blad.pdf]
Paris Agreement 2015, Article 2.1(a).
Qian, H., Joseph, R. & Zeng, N. 2010: Enhanced terrestrial carbon uptake in the northern high latitudes in the 21st century from the Coupled Carbon Cycle Climate Model
Intercomparison Project model projections. Glob. Change Biol. 16, 641–656.
Raupach, M. R. & Canadell, J. G. 2010: Carbon and the Anthropocene.Current Opinion in Environmental Sustainability, 2(4), 210-218.
Romanovsky, V. E., Gruber, S., Instanes, A., Jin, H., Marchenko, S. S., Smith, S. L. &
Walter, K. M. 2007: Frozen ground. Global outlook for ice and snow, 181-200.
Romanovsky, V. E., Smith, S. L. & Christiansen, H. H. 2010: Permafrost thermal state in the polar Northern Hemisphere during the international polar year 2007–2009: a
synthesis. Permafrost and Periglacial Processes, 21(2), 106-116.
Sannel, A. B. K. & Kuhry, P. 2011: Warming-‐‑induced destabilization of peat plateau/thermokarst lake complexes. Journal of Geophysical Research:
Biogeosciences, 116(G3).
Schaefer, K., Zhang, T., Bruhwiler, L. & Barrett, A. P. 2011: Amount and timing of permafrost carbon release in response to climate warming. Tellus B, 63(2), 165-180.
Schaefer, K., Lantuit, H., Romanovsky, V. E., Schuur, E. A. & Witt, R. 2014: The impact of the permafrost carbon feedback on global climate. Environmental Research
Letters, 9(8), 085003.
Schilt, A., Baumgartner, M., Blunier, T., Schwander, J., Spahni, R., Fischer, H. & Stocker, T.F. 2010: Glacial–interglacial and millennial-scale variations in the atmospheric nitrous oxide concentration during the last 800,000 years. Quaternary Science Reviews, 29(1), 182-192.
Schneider von Deimling, T., Meinshausen, M., Levermann, A., Huber, V., Frieler, K., Lawrence, D. M. & Brovkin, V. 2012: Estimating the near-surface permafrost-carbon feedback on global warming. Biogeosciences, 9, 649-665.
Schuur, E. A., Bockheim, J., Canadell, J. G., Euskirchen, E., Field, C. B., Goryachkin, S. V., ... & Mazhitova, G. 2008: Vulnerability of permafrost carbon to climate change:
implications for the global carbon cycle. BioScience, 58(8), 701-714.
Schuur, E. A., Vogel, J. G., Crummer, K. G., Lee, H., Sickman, J. O. & Osterkamp, T. E.
2009: The effect of permafrost thaw on old carbon release and net carbon exchange from tundra. Nature, 459(7246), 556-559.
Schuur, E. A. & Abbott, B. 2011: Climate change: High risk of permafrost thaw. Nature, 480(7375), 32-33.
Schuur, E. A., Abbott, B. W., Bowden, W. B., Brovkin, V., Camill, P., Canadell, J. G., ... &
Crosby, B. T. 2013: Expert assessment of vulnerability of permafrost carbon to climate change. Climatic Change, 119(2), 359-374.
Schuur, E. A., McGuire, A. D., Schädel, C., Grosse, G., Harden, J. W., Hayes, D. J. & Natali, S. M. 2015: Climate change and the permafrost carbon feedback. Nature, 520(7546), 171-179.
Shiklomanov, N. I., Nelson, F. E., Streletskiy, D. A., Hinkel, K. M. & Brown, J. 2008: The circumpolar active layer monitoring (CALM) program: data collection, management, and dissemination strategies. In 9th International Conference on Permafrost, ed. DL Kane and KM Hinkel (Vol. 2, pp. 1647-1652).
Semiletov, I., Pipko, I., Gustafsson, Ö., Anderson, L. G., Sergienko, V., Pugach, S., ... &
Andersson, A. 2016: Acidification of East Siberian Arctic Shelf waters through addition of freshwater and terrestrial carbon. Nature Geoscience.
Shaver, G. R., Canadell, J., Chapin, F. S., Gurevitch, J., Harte, J., Henry, G., ... & Rustad, L.
2000: Global Warming and Terrestrial Ecosystems: A Conceptual Framework for Analysis. BioScience,50(10), 871-882.
SMHI. Publicerad 2013-11-27. Ny generation scenarier för klimatpåverkan – RCP.
[http://www.smhi.se/kunskapsbanken/klimat/rcp-er-den-nya-generationen- klimatscenarier-1.32914]
Sommerkorn, M. & Hassol, S.J. 2009: Arctic Climate Feedbacks: Global Implications. WWF International Arctic Programme, Oslo, 97pp.
Sturm, M., Racine, C. & Tape, K. 2001: Climate change: increasing shrub abundance in the Arctic. Nature, 411(6837), 546-547.
Tarnocai, C., Canadell, J. G., Schuur, E. A. G., Kuhry, P., Mazhitova, G. & Zimov, S. 2009:
Soil organic carbon pools in the northern circumpolar permafrost region. Global biogeochemical cycles, 23(2).
Van Huissteden, J. & Dolman, A.J. 2012: Soil carbon in the Arctic and the permafrost carbon feedback. Current Opinion in Environmental Sustainability,4(5), 545-551.
Walter, K. M., Zimov, S. A., Chanton, J. P., Verbyla, D. & Chapin, F. S. 2006: Methane bubbling from Siberian thaw lakes as a positive feedback to climate
warming. Nature, 443(7107), 71-75.
Zimov, S. A., Schuur, E. A. & Chapin III, F. S. 2006: Permafrost and the global carbon budget. Science(Washington), 312(5780), 1612-1613.
Åkerman, H. J. & Johansson, M. 2008: Thawing permafrost and thicker active layers in sub-‐‑
Arctic Sweden. Permafrost and Periglacial Processes, 19(3), 279-292.
Omslagsfoto: Ida Bohman, 2015.
