Drivhuseffekt

Drivhuseffekt er oppvarming av atmosfæren og jordoverflaten som følge av at noen av atmosfærens gasser absorberer en del av den infrarøde varmestrålingen fra jordoverflaten. Temperaturen på planetens overflate og i atmosfæren blir dermed høyere enn den ville vært uten denne effekten. En forutsetning for drivhuseffekt er at atmosfæren inneholder såkalte klimagasser (drivhusgasser). Drivhuseffekt er en naturlig prosess som kan oppstå på alle planeter som har atmosfære.

Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet på jorden slik vi kjenner det. Uten drivhuseffekten ville temperaturen på jorden i gjennomsnitt vært −18 °C, mens middeltemperaturen i virkeligheten er 15 °C. De viktigste klimagassene i jordens atmosfære er vanndamp (H₂O), karbondioksid (CO₂), metan (CH₄), lystgass (N₂O) og ozon (O₃). Vanndamp står for rundt 50 % av drivhuseffekten. Betegnelsen drivhuseffekt er et bilde på at atmosfæren, i likhet med et drivhus, holder varmeenergien fra solstrålene innfanget.

På grunn av økning av klimagasser, spesielt CO₂ fra energiproduksjon basert på fossile energikilder, har den naturlige drivhuseffekten blitt forsterket siden den industrielle revolusjon. Dette er årsaken til global oppvarming, som var på 0,85 °C i perioden 1880–2012. Selv om CO₂ ikke er en spesielt kraftig klimagass, er den et klimapådriv som sammen med tilbakekoblingsmekanismer og dynamikken i klimasystemet kan øke oppvarmingen betydelig mer enn gassens bidrag alene skulle tilsi. Den viktigste positive tilbakekoblingen er at høyere temperatur fører til økt innhold av vanndamp i atmosfæren. Dette fører igjen til videre oppvarming på grunn av kraftigere atmosfærisk tilbakestråling mot jordoverflaten, altså en forsterkning av det opprinnelige klimapådrivet.

Historie

Svante Arrhenius beskrev hvordan økt innhold av CO₂ i atmosfæren ville påvirke jordens temperatur i artikkelen «Über den Einfluss des atmosfärischen Kohlensäuregehalts auf die Temperatur der Erdoberfläche». Dette var i 1896.

Den franske vitenskapsmannen Joseph Fourier (1768–1830) forsto i 1824 at det er atmosfæren som gjør at jordens klima er gunstig for liv. Han mente at temperaturen ville være mye lavere om det ikke fantes en atmosfære. For å forklare dette brukte han en analogi med en boks med glass over. Luften i en slik boks vil varmes opp dersom solen lyser gjennom glasset. Dette var den første teorien om en atmosfære som omhyller jorden og holder varme inne i systemet.^[1]^[2]^[3] Teorien ble videre utvidet av den franske fysikeren Claude Pouillet (1791–1868), og i 1856 underbygget ved en serie eksperimenter utført av den amerikanske vitenskapskvinnen Eunice Newton Foote (1818–1888)).^[4]

De første teoriene om drivhuseffekten

Etter Foote gjorde den britiske vitenskapsmannen John Tyndall (1820–1893) flere eksperimenter for å kartlegge strålingsegenskapene til gassene i atmosfæren. Han fant i 1859 ut at synlig sollys går så å si rett gjennom atmosfæren. Sollyset fører til oppvarming av jordoverflaten, noe som igjen leder til utstråling av usynlig langbølget stråling. Tyndall fant ut at de fleste av gassene i luften slipper også denne strålingen rett gjennom, men at mengden karbondioksid (CO₂) påvirker hvor mye langbølget stråling som absorberes, og at dette er merkbart selv for små konsentrasjoner. Han fant ut at denne absorberte strålingen fører til oppvarming av luften.^[2]^[3]

I 1896 tallfestet den svenske fysikeren Svante Arrhenius (1859–1927) drivhuseffektens betydning for oppvarming av jordoverflaten og atmosfæren. Han oppdaget med sine beregninger at en viktig positiv tilbakekobling oppstår på grunn av økende konsentrasjon av vanndamp i atmosfæren. Dette oppstår som en respons på høyere temperatur, med det resultat at den opprinnelige forstyrrelsen av klimasystemet forsterkes av indre prosesser. Slik forklarte han at endringen mellom istider og varme perioder oppstod som respons på endringer i atmosfærens innhold av CO₂. Den amerikanske geologen Thomas Chamberlin (1843–1928) studerte dette på samme tid, og presenterte blant annet en teori om at jordens karbonlagre, i hav og i mineraler, opptar og frigjør CO₂ i sykluser som kunne forklare istidene. Arrhenius beregnet også, basert på sine studier, at fremtidig klimaendringer ville oppstå som følge av menneskeskapte utslipp. Han anslo at en dobling av atmosfærens CO₂-innhold ville gi en temperaturøkning på 5–6 °C.^[5]^[6]

I 1930-årene viste målinger at temperaturen i Nord-Amerika og nordlige deler av Atlanterhavet hadde økt siden siste halvdel av 1800-tallet. Det ble antatt at dette var et resultat av en naturlig syklus og at virkningen var regional. Disse målingene ble spesielt studert av den britiske ingeniøren og amatørvitenskapsmannen Guy Stewart Callendar (1897–1964). Han fikk publisert et arbeid om disse temperaturendringene, hvor han hevdet at en oppvarming av jorden kunne forventes som en konsekvens av forbrenning av fossile energikilder. På denne tiden anså både Callendar og andre forskere dette som en fordel.^[3]^[7]

Den amerikanske geofysikeren Edward Olson Hulburt (1890–1982) gjorde nye beregninger av drivhuseffekten med oppdaterte data i 1931. I sine regnemodeller tok han med vertikale luftstrømmer (konveksjon) i tillegg til varmestråling. Han kom frem til at dobling av CO₂ ville gi en temperaturøkning på 4 °C. Dette var konsistent med resultatene til Arrhenius.^[8]

Forskningen som Callendar og andre hadde utført, fikk nye forskere i 1950-årene til å ta saken mer alvorlig. Med bedre teknikker og mer omfattende regnemetoder kunne vitenskapen gå dypere inn i dette enn tidligere. Også militæret i USA fattet interesse for temaet, både for å få kunnskap som kunne være nyttig i fremtidig krigføring, og av hensyn til prestisje. Dermed fikk denne forskningen stor statlig finansiering. Studiene bekreftet at mer CO₂ i atmosfæren ville kunne føre til oppvarming.^[3]

Omfattende klimaforskning begynner

Utover i 1960- og 1970-årene fikk interessen for miljøspørsmål og forurensning stadig større interesse både blant folk flest og innenfor vitenskapen.

Foto: National Park Service

I 1960-årene fikk en også indikasjon på at innholdet av CO₂ i atmosfæren virkelig økte. Den amerikanske geokjemikeren Charles David Keeling (1928–2005) hadde på denne tiden startet målinger av CO₂ på Mauna Loa-observatoriet på Hawaii. Målingene viste at nivået økte jevnt hvert eneste år. Andre vitenskapsfolk fant metoder for å beregne temperaturendringer på jorden i tidligere tider. Ved hjelp av matematisk modellering og reguleringsteknikk så de på tilbakekoblingsmekanismer og klimasystemets dynamikk. De fant ut at det eksisterte mekanismer som kunne forsterke selv små endringer, slik at resultatet ble store endringer i klimasystemet totalt.^[3]

Utover i 1970-årene begynte vitenskapsfolk også å se på mulige virkninger av klimaendringer. På denne tiden ble folk flest også mer interessert i naturvern, og nå begynte en å forstå at klimaendringer neppe bare ville gi fordeler. Forskerne mente at selv noen få graders oppvarming kunne være skadelig for landbruk og muligens også føre til havnivåstigning.^[3]

Et annet fenomen som ble undersøkt av noen få vitenskapsfolk i 1970-årene, var luftforurensning i form av støv og smog. Slik forurensning kunne blokkere for sollys og gi nedkjøling av jorden (global dimming). Dette kunne være forklaringen på en trend med synkende temperatur siden 1940-årene. Disse motstridende teoriene ble forvirrende for massemedia. Skulle de tro på forskere som mente at verden ville bli varmere og havnivået stige, eller skulle de tro på at verden kanskje ville gå mot en ny istid, kjent som global nedkjøling? Det forskerne kunne enes om, var at vitenskapen hadde for liten kunnskap om klimasystemet, men at noen konsekvenser kunne forventes av den omfattende forurensningen av atmosfæren. Forskerne anbefalte større bevilgninger for å få økt kunnskap om sammenhenger mellom luftforurensning og klima.^[3]

Økende uro for en kommende klimaendring fikk det amerikanske National Academy of Sciences til å nedsette en vitenskapskomité i 1979, for å finne ut hva som kunne forventes. Komiteen kom frem til at en dobling av atmosfærens CO₂-nivå i forhold til innholdet før industrialiseringen, sannsynligvis ville gi en oppvarming på rundt 3 ºC. Estimatet ble oppgitt med et usikkerhetsintervall på ±1,5 ºC. Komiteens arbeid ble kjent som Charney-rapporten.^[3]^[9]

Global oppvarming blir et politisk tema

I slutten av 1970-årene var det klart at global gjennomsnittstemperatur på ny viste en tydelig økende tendens. Noen klimaforskere estimerte at rundt år 2000 ville den globale oppvarmingen bli merkbar i form av uvanlig høye temperaturer.^[3] Den amerikansk klimaforskeren James Hansen (1941–) skapte stor interesse for fagfeltet i 1988 da han presenterte sine resultater for Kongressen. Han advarte mot at menneskeskapte klimaendringer var underveis og utgjorde en trussel for fremtidige generasjoner.^[10]

Da franske og russiske forskere i 1985 kom med resultater basert på proxy-data fra Antarktis, vakte det stor internasjonal interesse. De hadde tatt ut iskjerneprøver som kunne fortelle noe om klimaet og CO₂-nivået flere 100 000 år tilbake i tid. Dataene viste at CO₂-nivået og temperaturen hadde sammenheng via tilbakekoblinger: En endring av den ene størrelsen, førte til endring av den andre, noe som igjen virket tilbake på den første og så videre. Dette ble underbygd av datasimuleringer, som viste at en dobling av CO₂ ville gi en temperaturøking på rundt 3 °C.^[3]

Naturlig drivhuseffekt

Drivhuseffekten er en naturlig prosess i enhver atmosfære som inneholder klimagasser. I solsystemet er drivhuseffekten sterkest på planeten Venus. Bakketemperaturen på 474 °C skyldes at atmosfæren til Venus nesten bare består av CO₂. Uten klimagasser ville overflatetemperaturen vært 54 °C. Planeten Mars har også drivhuseffekt, men i svært liten grad. Et tynt lag med CO₂ gir kun en økning fra −63 °C til −53 °C. Saturns måne Titan har også drivhuseffekt.^[11] Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet på jorden slik vi kjenner det.^[12]

Komponentene i klimasystemet

Sollys og stråling

Solens overflate fotografert i et øyeblikk med stor solaktivitet. Det er spesielt når solen har sine aktive perioder at energiutsendelsen er på sitt mest intense.

Foto: NASA Goddard Space Flight Center

Solen sender ut energi i form av elektromagnetisk stråling som spres ut i verdensrommet. Det er flere måter å måle denne strålingen på, en kan for eksempel uttrykke den ved hjelp av irradians eller bølgelengde. Irradians forteller om strålingens effekt per flateenhet, og måles i W/m². Bølgelengde har å gjøre med strålingens bølgeegenskaper, og måles i μm (mikrometer). Strålingen fra solen er av forskjellige typer. Disse har ulike bølgelengder og dermed ulik energiintensitet, slik at kort bølgelengde innebærer sterk energiutstråling, mens lengre bølgelengder gir svakere stråling. Den sterkeste strålingen fra solen har bølgelengde rundt 0,5 μm.^[13]

Alle legemer sender ut elektromagnetisk stråling, eller som en også sier: De emitterer energi eller stråling i et spekter av ulike bølgelengder. Temperaturen til legemet er det som først og fremst bestemmer bølgelengden til strålingen, slik at høy temperatur betyr mer energiutsendelse og altså kortere bølgelengder. Et objekt som har en temperatur på 500 °C eller høyere, sender ut stråling i form av synlig lys. Legemer med lavere temperatur sender ut stråling som ikke kan sees av det menneskelige øyet, men som kan føles som varmestråling.^[13]

Strålingen fra et legeme (objekt) beskrives av Stefan-Boltzmanns lov:^[14]

E=\sigma T^{4}

der σ er Stefan-Boltzmanns konstant og T er legemets temperatur målt i Kelvin (K). E er maksimal strålingsenergi per sekund per m² av legemets overflate, og måles i W/m². Stefan-Boltzmanns lov gjelder for såkalte sorte legemer.^[14] Et ideelt sort legeme absorberer all innkommende stråling, innenfor alle bølgelengder, men trenger ikke å se sort ut for det menneskelige øyet.^[15]

Wiens forskyvningslov sier at den spektrale energitettheten til sort stråling ikke varierer med bølgelengden og temperaturen uavhengig av hverandre, men på en sammenkoblet måte. Ut fra denne sammenhengen finner en at solen, med en overflatetemperatur på 6000 K, vil ha maksimal emisjon for stråling med bølgelengde 0,5 μm. Tilsvarende beregning for jordoverflaten, med en temperatur på rundt 300 K, gir en bølgelengde på 10 μm. Strålingen fra solen betegnes dermed som kortbølget, mens jordoverflatens stråling kalles langbølget; infrarød stråling eller varmestråling.^[14]

Et objekt (gjenstand eller gass) som absorberer mye stråling, vil også emittere mye stråling. En helt sort overflate er derfor effektiv både til å absorbere stråling og til å emittere den. Derimot vil en reflekterende overflate absorbere og emittere lite stråling.^[16] Det meste av jordens overflate, også snø og is, ville sett «sort» ut om det menneskelige øye hadde kunne oppfattet langbølget stråling. Dette betyr at jordens overflate absorberer nesten all langbølget stråling og nesten ikke reflekterer noe tilbake.^[17]

Det er i tillegg slik at et objekt bare kan absorbere og emittere stråling med visse bølgelengder. Absorpsjon til og emittering fra objektet skjer med de samme bølgelengdene. Denne sammenhengen er kjent som Kirchhoffs strålingslov.^[15]

Solens spektrum der tilhørende bølgelenge er vist, med måleenhet nanometer (nm=1∙10^-9 m). De sorte strekene er de såkalte Fraunhofer-linjene.

Solens stråling har bølgelengder som for en stor del ligger mellom 0,4 og 0,7 μm. Bølgelengdene innenfor det synlige båndet (intervallet) oppfattes som ulike farger av det menneskelige øyet. Av solens totale emitterte stråling er rundt 44 % innenfor båndet av bølgelengder som kan sees, rundt 37 % er infrarød (varme) stråling, mens resten er ultrafiolett stråling. Hverken infrarød eller ultrafiolett stråling kan oppfattes av det menneskelige øyet.^[18]

På toppen av atmosfæren er effekten av det innkommende sollyset tilnærmet konstant på 1368 W/m². Dette tallet er kjent som solarkonstanten, og bare visse mindre variasjoner gjelder for dette.^[19]^[20] Den solare irradiansen, som er den gjennomsnittlige globale innstrålingen til jorden, er derimot på bare cirka 340 W/m². Dette er så mye mindre enn solarkonstanten (1/4), ettersom jorden er kuleformet.^[21]

Jordens bevegelse og posisjon i forhold til solen, skaper årstidsvariasjoner for solenergien som mottas. Dette skyldes at jordbanen rundt solen ikke er sirkelformet, men ellipseformet. I tillegg ligger solen i et av ellipsens brennpunkt og ikke i senteret av denne banen. Andre forhold av betydning er den hellende jordaksen, som gir fire avgrensede årstider for de nordlige og sørlige regioner på jorden. Dette påvirker daglengden, som igjen avgjør hvor mye sollyset varmer jordoverflaten. Nær ekvator er lengden på dagen nær 12 timer for alle årets måneder, mens dagen ved polene varierer fra 0 til 24 timer. Takket være atmosfæren og havet skjer det store energioverføringer i klimasystemet som jevner ut forskjellene. Uten dette ville temperaturen og klimaforskjellene vært mye større på jorden.^[22]

Atmosfæren

Utdypende artikkel: Jordens atmosfære

Skjematisk fremstilling av kjemiske prosesser og transport i atmosfæren. Prosessene knytter atmosfæren til andre komponenter i jordsystemet, som havene, jordoverflaten, samt livet på land og i havet. Illustrasjon: Phillipe Rekacewicz, Strategic Plan for the U.S. Climate Change Science Program

Jordens atmosfære består i volum av 78 % nitrogen (N₂), 21 % oksygen (O₂) og en rekke andre gasser, hvorav vanndamp (H₂O) (0,5–4 % ved jordoverflaten) er den viktigste klimagassen. Karbondioksid (CO₂) er også viktig. N₂ og O₂ bidrar ikke til drivhuseffekten (fordi disse gassene ikke absorberer langbølget stråling), selv om de utgjør en stor del av atmosfærens volum.^[23] Gassvolumene regnes relativt til totalvolumet av tørr luft.^[24] Dersom det ikke hadde eksistert noen klimagasser, ville gjennomsnittstemperaturen på jorden vært rundt −18 °C (255 K), altså en hel del lavere enn dagens rundt 15 °C (288 K).^[25]

Atmosfæren består av en rekke lag, men for klimaet på jorden er det bare de to lagene nærmest jordoverflaten som spiller noen rolle for drivhuseffekten, nemlig troposfæren og stratosfæren. Tilsammen inneholder disse to lagene 99,9 % av atmosfærens samlede masse.^[24] Troposfærens tykkelse er 18–20 km ved ekvator, og bare 6–9 km ved polene.^[26] Blandingsforholdet mellom gassene er tilnærmet konstant fra jordoverflaten og høyt opp i atmosfæren, men tettheten av dem avtar kraftig oppover. Årsaken er at tettheten for gassene er proporsjonal med trykket og omvendt proporsjonal med absolutt temperatur.^[27]

På vei gjennom atmosfæren vil det ultrafiolette sollyset absorberes, spesielt av ozon i stratosfæren. Stråling som treffer luftmolekyler eller faste partikler, spres i alle retninger, og noe av denne solstrålingen når jordoverflaten. Kortbølget solstråling som når bakken, kalles direkte solstråling, mens den som kommer via himmelen og skyer kalles diffus stråling. Summen av direkte og diffus stråling kalles globalstråling. Om det er overskyet, vil all solstråling mot bakken komme som diffus stråling.^[19]

Skyer reflekterer mye av sollyset, tykke skyer 60–90 % og tynne skyer 30–50 %. Generelt er dette fenomenet kjent som albedo, og uttrykkes i prosent for reflektert stråling. Atmosfæren har en gjennomsnittlig albedo på 31 %. Med andre ord blir gjennomsnittlig 31 % av all solstråling reflektert til verdensrommet allerede i atmosfæren.^[19]

Jordoverflaten

Bilder som viser årstidene, med endret vegetasjon og utbredelse av snø og is. Jordens albedo, det vil si evne til å reflektere sollys, endres i takt med årets gang.

Foto: NASA/Goddard Space Flight Center

Jordoverflaten vil både absorbere og emittere strålingsenergi. Når det er solskinn, absorberes mer energi enn det som sendes ut, og bakkens temperatur øker. Om natten reduseres bakkens temperatur, ettersom det bare foregår emisjon. Det er overflatetypen som avgjør hvor mye bakken emitterer eller absorberer regionalt, spesielt har farge mye å si. En sort flate absorberer mye solstråling, mens lyse flater i større grad reflekterer stråling.^[18]

Snø absorberer nesten all langbølget stråling og emitterer den i neste omgang som langbølget stråling, dermed kan snø betraktes som et sort legeme for denne typen stråling. På den annen side absorberer nysnø nesten ikke kortbølget stråling. Denne blir isteden reflektert.^[15] Nysnø har en albedo på 75–95 % (betydelig lavere for gammel snø), vann og sjø rundt 10 %, gress 10–30 % og skog 3–10 %.^[19] I tillegg til at fargen på overflaten er vesentlig for albedo, har også solvinkelen stor betydning. Om solstrålene faller i rett vinkel inn på havoverflaten, vil nesten ikke noe lys reflekteres. Men om solvinkelen er 15 grader, eller mindre, vil albedoen bli over 50 %. Det samme fenomenet gjelder for landjorden.^[28]

Jordens albedo er størst i polarområdene, hvor skyer og snødekke er utbredt i rikt monn, samtidig som vinkelen for solinnstrålingen er stor (solen står lavt over horisonten det meste av året). Et annet område med høy albedo er de tropiske og subtropiske regionene. Her er det ofte tykke skyer, og noen områder har lys overflate, som Saharaørkenen. Havet har liten albedo, så om det ikke er isdekke eller skyer over havet, er dets albedo bare 8–10 %. Lavest albedo fås fra havoverflaten i tropiske regioner der det er lite skyer. Gjennomsnittlig albedo for hele jordoverflaten og atmosfæren er som nevnt 31 %.^[29]

Gjennomsnittlig langbølget terrestrisk stråling ut fra jorden i perioden 1979–1995.

Langbølget stråling emittert fra jordoverflaten kalles terrestrisk stråling.^[19] Den merkes særlig i klare vinternetter, da det ofte blir ekstra kaldt fordi varmen fra jorden stråler rett ut i verdensrommet.^[30] Den terrestriske strålingen er sterkest over varme ørkener og over tropiske havområder med få skyer. Lavest terrestrisk stråling finner en i polare strøk og over tropene når det er høye skyer. Dette kommer av at langbølget stråling avhenger av temperaturen til overflaten som emitterer strålingen. I polare strøk har overflaten lav temperatur, og skydekket er ofte høyt. Høyest utgående langbølget stråling oppstår der en har varm jordoverflate med tørre luftlag over, samt lite skyer.^[29]

Nettostrålingen, altså differansen mellom innkommende solstråling og utgående langbølget stråling, er negativ ved polene og positiv i tropene. Den høyeste positive verdien er rundt 120 W/m² og oppstår over subtropiske havområder om sommeren. Størst energitap (strålingsavkjøling) har jorden ved polene om vinteren når det er polarnatt. Her vil den terrestriske strålingen ikke bli kompensert av noe innkommende sollys. Et spesielt unntak er Saharaørkenen, som har et netto energitap hele året.^[29]

Mot jordens nordlige og sørlige områder skjer det en betydelig energitransport fra ekvatorregionen via hav- og luftstrømmer. Størst er total energitransport rundt 30. breddegrad. Her er energitilførselen fra solen også størst, med rundt 5 P W (5⋅10¹⁵ watt). Om jordens hav og atmosfære ikke hadde transportert store energimengder fra ekvatorregionen mot polene, ville tropene hatt mye høyere temperatur og polene hatt enda lavere. Varmetransporten gjør med andre ord klimaet på jorden mye jevnere enn det ellers ville vært.^[31]

Strålingsbalanse og drivhuseffekt

Atmosfærens respons på lang- og kortbølget stråling

Objekter (og gasser) absorberer og emitterer stråling innenfor visse intervaller av bølgelengder, det en kaller for bølgebånd. Et eksempel er et vindusglass, som har egenskapen at ultrafiolett og infrarød lys, altså lys med henholdsvis stor og liten bølgelengde, blir absorbert. Derimot går det synlige lyset rett gjennom. En sier at glass er transparent for synlig lys.^[15]

En klimagass som CO₂ kjennetegnes ved at den absorberer den langbølgede infrarøde strålingen fra jordoverflaten godt. Derimot slipper den kortbølgede strålingen rett gjennom. Energien som tas opp ved absorpsjon i en gass, blir omgjort til kinetisk energi i molekylene, også kalt indre energi.^[32] Dette kommer av molekylenes vibrasjons- og rotasjonstilstander, der opptak eller avgivelse skjer i diskrete overganger mellom energinivåer, og er årsaken til at absorpsjon og emisjon skjer ved visse bølgelengder. Dette beskrives matematisk ved hjelp av kvantemekanikk.^[33] Energien som tas opp ved absorpsjon, fordeles mellom gassene ved kollisjoner mellom molekylene, noe som gir økt temperatur.^[32]

Figuren viser absorpsjonsbåndene (intervaller) i jordens atmosfære i midten, og effekten som dette har på både solstråling og oppadgående termisk stråling, øverste graf. Individuelle absorpsjonsspekter for vanlige klimagasser og Rayleigh-spredning er vist i nedre panel.Illustrasjon: Robert A. Rohde

I figuren vises i det øverste panelet atmosfærens absorpsjonsspekter for sollys (rød) til venstre. Figuren viser at mesteparten av solstrålingens energi er i den synlige delen av spekteret, i intervallet 0,4–0,7 μm. Den delen av spektret som har lange bølgelengder, blir absorbert, noe som er vist til venstre i panelet i midten. Denne delen av sollysets energi forårsaker kjemiske prosesser i atmosfæren. Som panelet i midten også viser, blir en stor del av den synlige delen av sollyset sluppet ned til jordoverflaten.^[34]

Panelet i midten viser også spredningen av sollyset. Først og fremst er det skyer, partikler og gassmolekylene som forårsaker lysspredning. De første to faktorene varierer mye både fra sted til sted og med tidspunkt, derimot er molekylenes spredning lite variabel. Størst er spredningen langt nede i atmosfæren.^[34]

Jorden emitterer langbølget stråling (blå), noe som er vist i det øverste panelets høyre del. Den terrestriske strålingen er mest intens for bølgelengder rundt 10 μm. Spredning er ikke nevneverdig for denne strålingen, men en del gasser i atmosfæren absorberer langbølget stråling, se det midterste panelets høyre del. Gassene i atmosfæren har karakteristiske egenskaper for absorpsjon og emisjon av langbølget stråling i visse bølgebånd. Dette er vist detaljert i de mindre panelene i nedre del av figuren. Her kan en se at CO₂ absorberer langbølget stråling spesielt mye for bølgelengder rundt 15 μm. O₂ og O₃ absorberer derimot mest rundt bølgelengden 10 μm. En annen komponent i atmosfæren som absorberer svært mye langbølget stråling, er vanndamp. Vanndampen absorberer stråling i betydelig bredere bånd enn de andre gassene, den har derfor størst betydning som klimagass,^[35] rundt 50 %.^[36] Også skyer absorberer langbølget stråling.^[35]

For langbølget stråling med bølgelengder i intervallet 10–12 μm viser panelet i midten at atmosfæren er nesten transparent. Strålingen fra jordoverflaten med disse bølgelengdene går nesten tvers gjennom atmosfæren og ut i verdensrommet. Derfor kalles dette for det atmosfæriske vinduet. Noen av de klimagassene som slippes ut i atmosfæren forårsaket av forurensning, absorberer langbølget stråling i dette området, dette gjelder lystgass (N₂O), metan (CH₄) og en del KFK-gasser. Gasser som absorberer langbølget stråling i bølgebåndet for det atmosfæriske vinduet, har sterk påvirkning på drivhuseffekten.^[33]

De forskjellige gassene i atmosfæren har overlappende absorpsjonsbånd. Absorpsjon av langbølget stråling i atmosfæren kan ikke bare vurderes for hver gass isolert, men det må tas hensyn til betydningen av de øvrige gassene. Betydningen av en gass isolert kan ikke fastsettes, for deretter å si at alle bidragene tilsammen utgjør 100 %.^[37]

Terrestrisk og atmosfæriske tilbakestråling skaper drivhuseffekten

Et drivhus med vegger av glass slipper gjennom det meste av de kortbølgede solstrålene (gule bølger). Disse varmer opp omgivelsene inne i drivhuset, spesielt den sorte jorden og plantene. Disse sender ut langbølget stråling (røde bølger) som i stor grad ikke slipper gjennom glasset, men absorberes og sendes i retur til omgivelsen inne i drivhuset. Dermed oppstår oppvarmingen av omgivelsene og luften.

Av solstrålingen, som er overveiende kortbølget stråling, går en stor del gjennom atmosfæren og varmer opp jordoverflaten. Den resulterende terrestriske strålingen fra jorden er langbølget infrarød stråling, og er bare noe mindre enn fra et sort legeme med samme temperatur. Denne går opp i atmosfæren og en stor del av strålingen blir absorbert av gassene der. I neste omgang vil gassene i atmosfæren emittere denne langbølgede strålingen. En del av denne emittere strålingen fra atmosfæren går ut i verdensrommet, mens en annen del, ved et fenomen kalt atmosfærisk tilbakestråling, stråles tilbake til jorden. Dette er hovedprinsippet bak selve drivhuseffekten. De faktiske forholdene er mer kompliserte, blant annet siden noe av strålingen reflekteres.^[38]^[39]

Det er ikke bare gassene i atmosfæren som skaper drivhuseffekt, de små vanndråpene i skyer spiller også en rolle. Dermed vil fenomenene relatert til drivhuseffekten og temperaturforskjeller ikke bare være avhengige av høyden over bakken, men også være avhengige av omgivelsene. Sensorer i satellitter brukes for å studere detaljer rundt stråling og temperatur.^[40]

Navnet drivhuseffekt kommer av en analogi til et drivhus som bare er delvis overførbar til jorden. I et drivhus, se illustrasjon, vil tak og vegger av glass absorbere den langbølgede strålingen fra gulv og vegger, og emittere denne tilbake. Imidlertid vil også vegger og tak hindre utstrømning av varme forårsaket av luftbevegelsene utenfor. Luftstrømningene inne i drivhuset reduseres også, noe som spiller en rolle i omfordeling av varme. I atmosfæren derimot, er det kraftige strømninger i atmosfæren.^[38]^[39]^[17]

Energitransport i klimasystemet

Det er generelt tre mekanismer for hvordan transport av varmeenergi kan skje. Stråling er beskrevet i foregående avsnitt og er den energioverføring som skjer mellom solen og jorden. Konduksjon er varmeledning gjennom substanser på grunn av temperaturforskjeller. Denne overføringen skjer via atomære vibrasjoner. Luft er en dårlig varmeleder for denne typen overføring, dermed kan dette sees bort fra i atmosfæren. Derimot er konduksjon en viktig mekanisme på jordoverflaten. Termisk konduktivitet, altså evnen til varmeledning, er størst når bakken inneholder vann. Konveksjon er en mekanisme i væsker og gasser som kan sirkulere (strømme) og dermed distribuere oppvarmede deler av massen. Når en del av luften får mindre tetthet enn omkringliggende luftmasser, vil den stige på grunn av gravitasjonens virkning (oppdrift). Atmosfæren har sterke sirkulasjoner fordi den har lav viskositet (den strømmer lett). Luften står praktisk talt aldri stille, dermed overføres mye varme på denne måten. Det samme gjør seg gjeldende i havet.^[41]^[42]

Konveksjon overfører varme på to måter, den ene kalles følbar varme og den andre latent varme. Følbar varme er direkte transport av varme via forflytning av masse (stigning av luft) og blanding. Følbar varme overføres også via konduksjon. Den latente varmen er derimot indirekte energioverføring. Her skjer det en faseovergang (overgang fra fast til flytende, eller omvendt), men ikke temperaturendring. Når vann omdannes til vanndamp ved fordampning (eller koking) trengs varme. Når vannet kondenseres i atmosfæren frigjøres den samme energimengde som ble tatt opp ved fordampning. Også ved smelting av is skjer et energiopptak av latent varme, men med en annen energimengden enn ved fordampning.^[42]

Jordens mottak av energi fra solen er geografisk svært ujevnt fordelt. Mottaket varierer sterkt med breddegradene, slik at ekvator får tilført 2,5 gang så mye årlig energi som polene. Det er disse store forskjellene som står bak både globale værmønstre og klima. Polene er mottakere av store varmemengder fra ekvatorregionen, og det foregår en konstant energistrøm, slik at verdens mottatte solenergi redistribueres. Varmetransporten skjer via hav- og luftstrømmene, kalt vertikal varmetransport, der atmosfæren står for omtrent to tredjedeler av totalen. Den vertikale energitransporten skjer som følbar varme. I tillegg skjer det en horisontal varmetransport der både latent- og følbar varme (varme luftmasser) stiger opp i atmosfæren.^[43]

En konsekvens av den store redistribusjonen av varmeenergi på jorden, er at den utgående energien i form av langbølget stråling er nokså jevnt distribuert over planeten – i motsetning til den innkommende solstrålingen.^[43]

Energibalansen for klimasystemet

Jordens energibudsjett med angivelse av prosentvis fordeling. Tall fra 2009. I slike fremstillinger midles tallene over flere år, da verdiene stadig har små endringer. Det inngår også måleusikkerhet for verdiene, men disse er ikke vist her. ^[44] Ubalansen i energibudsjettet som gir global oppvarming er heller ikke vist. Denne ubalansen er cirka 0,6 W/m² (2017) eller 0,18 %, noe som representerer litt større energi inn mot jorden enn ut.^[45] Termikk betyr her varme oppadstigende luftstrømmer og med Evapotranspirasjon menes energistrøm i form av vanndamp.

Illustrasjon.: Åshild Telle

Et viktig prinsipp fra fysikken for å forstå klimasystemet og klimaendringer, er energibalansen for et system. Energi kan ikke forsvinne, og energien fra solstrålingen som jorden mottar, må slippe ut fra jorden om den ikke skal få stadig høyere temperatur. Og omvendt, om jorden sender ut mer strålingsenergi enn den mottar, vil den kjøles ned. Strålingsbalansen må derfor over tid være lik null for at jordens gjennomsnittlige temperatur skal være uforandret. Om temperaturen endres, vil det påvirke klimaet på en rekke måter, primært ved endring av atmosfærens og havets sirkulasjon, samt at vannets kretsløp endres.^[46]

Energibalansen for jordkloden for et år er funnet med målinger og vist skjematisk i figurer som den vist her. Som illustrasjonen viser, er det mange komponenter som virker i et komplekst samspill. Det er vanlig å sette den innkommende solstrålingen i toppen av atmosfæren til 100 %. (Det samme som å si at 100 poeng tilsvarer 340 W/m²). Av denne energien er det rundt 29 % som reflekteres direkte tilbake i verdensrommet. Dette skyldes refleksjon både fra skyer og atmosfære (23 %) og refleksjon fra jordoverflaten (7 %). En andel på 23 % blir absorbert av atmosfæren, det meste av vanndamp og skyer i troposfæren. Det er dermed en gjenværende andel på 48 % som absorberes av jordoverflaten.^[47]^[48]

Energien som absorberes av jordoverflaten, fører til fordampning av vann (25 %) og oppvarming av atmosfæren ved konveksjon (5 %).^[47] Oppvarming ved konveksjon vil si at jordoverflaten overfører varme til luften, og denne stiger så opp i atmosfæren. Oppe i atmosfæren er det luftmasser som kjøles ned og synker ned til jordoverflaten, dermed oppstår luftsirkulasjon.^[17] Jordoverflaten blir også oppvarmet i dybden av solstrålingen, men over et år vil det være likevekt mellom det som tilføres og mottas. Av den innkommende solenergien er det en resterende energistrøm på 17 % som varmer opp jordoverflaten.^[47]

Energien som varmer opp jordoverflaten emitteres og stråler opp i atmosfæren som langbølget stråling (terrestrisk stråling). Fordi jorden stråler energi ut både natt og dag, og fordi drivhuseffekten gir høy temperatur, er den terrestriske strålingen på hele 117 %. Dette er 17 prosentpoeng mer enn solstrålingen fra toppen av atmosfæren. Av denne utgående langbølgede strålingen fra jordoverflaten vil 12 % gå direkte gjennom atmosfæren og rett ut i verdensrommet. De resterende 105 % absorberes av klimagasser og skyer. Hele 100 % av den absorberte energien i atmosfæren blir emittert og returnert tilbake til jordoverflaten som atmosfærisk tilbakestråling.^[47]

Atmosfæren tar opp omtrent dobbelt så mye langbølget stråling fra jordoverflaten som den mottar kortbølget stråling fra solen.^[47]

Strålingsbalansen for jordoverflaten er slik: Den mottar 148 % (innkommende sollys og atmosfærisk tilbakestråling) og avgir 117 % (terrestrisk stråling), som i sum gir et overskudd på 30 %. Dette finner en igjen i atmosfærens strålingsbalanse: Atmosfæren mottar 23 % absorbert fra direkte solstråling og 117 % som terrestrisk stråling, som tilsammen gir et mottak på 148 %. Den avgir 100 % som atmosfærisk tilbakestråling og 59 % som stråling ut i verdensrommet, tilsammen et tap på 159 %. Atmosfæren har dermed et underskudd på rundt 30 %. Dette underskuddet balanseres av vertikal varmetransport fra jordoverflaten til atmosfæren, en kaller dette for strømmer av følbar- og latent fordampningsvarme.^[47]

En påfallende egenskap med denne energibalansen er den store energiutvekslingen mellom jordoverflaten og atmosfæren. Den langbølgede strålingen mellom disse er de to største energistrømmene.^[49] Om det ikke var for den sterke atmosfæriske tilbakestrålingen, ville temperaturen gjennom døgnet ha variert mye mer. Fordi den langbølgede strålingen ned mot jorden er sterkere enn solinnstrålingen ved bakken, blir ikke landoverflaten raskt nedkjølt om natten, den blir heller ikke oppvarmet tilsvarende raskt om dagen. Drivhuseffekten gir ikke bare relativt høy temperatur på jordens overflate, men sørger også for at døgnvariasjonene holdes lave.^[50]

Netto ubalanse i det globale gjennomsnittlige energibudsjettet er cirka 0,6 W/m² (2017).^[45] For å lage dette energibudsjettet midler en verdier over flere år, for eksempel ti år. Dette er energien som varmer opp klimasystemet, og altså gir global oppvarming.^[44] Om energibalansen var lik null, som i diagrammet i dette avsnittet, der 100 % av energien tilført jorden forlater den, ville klimasystemet vært i balanse.

Drivhuseffektens høydevariasjon

Temperaturen avtar raskt oppover i atmosfæren i forhold til ved jordoverflaten, og drivhuseffekten varierer avhengig av differansen mellom lufttemperatur og jordoverflatens temperatur. Nær jordoverflaten er temperaturforskjellen liten og luften absorberer det meste av den terrestriske strålingen, som i neste omgang for det meste blir emittert oppover. Dette betyr at drivhuseffekten nær jordoverflaten er liten. Lengre opp i atmosfæren er forholdene motsatt – mye av den langbølgede strålingen nedenfra blir absorbert, men emisjonen skjer ved lavere temperatur og mindre stråling emitteres derfor oppover. Dermed vil luftmassene høyt oppe i atmosfæren, på grunn av sin lavere temperatur, ha lite strålingstap ut i verdensrommet. Med andre ord har luften høyt oppe større drivhuseffekt enn luften lengre nede.^[51]^[52] For eksempel er temperaturen 5 km opp fra jordoverflaten rundt −30 °C, og ved 10 km er den rundt −50 °C lavere enn ved jordoverflaten.^[53]

Modell for en enkel atmosfære

Atmosfære for en planet med henholdsvis ett og to lag.

En enkel modell for en tenkt planet kan utdype forståelsen av strålingsbalanse og drivhuseffekt. Anta en jordlignende planet med en atmosfære bestående av bare ett lag. Det forutsettes at atmosfæren er isotermisk, det vil si at temperaturen er den samme overalt. Videre forutsettes det at atmosfæren er transparent og slipper gjennom alt kortbølget sollys fra en stjerne lik solen, men at den er fullstendig ugjennomtrengelig (fullstendig absorpsjon) for langbølget stråling. Ut fra dette kan en gjøre noen vurderinger av planetens temperatur, forutsatt likevekt for stråling.^[54]

Den kortbølgede strålingen fra stjernen, markert med gul pil merket F, kommer inn i toppen av atmosfæren og når planetens overflate uavkortet. Her blir den fullstendig absorbert av overflaten. Fordi atmosfæren absorberer all langbølget stråling vil dens ekvivalente sort legeme-temperatur være den samme som temperaturen til atmosfæren. For at planeten skal ha likevekt, må det være like mye stråling inn ved toppen av atmosfæren som ut, dette er markert med den oransje pilen ut med størrelse F. Strålingen ut i verdensrommet er planetens langbølgede sorte stråling. Fordi atmosfæren er isotermisk, emitterer den en like stor stråling, F, nedover mot planetens overflate. Tilsammen kommer strålingen F med kortbølget stråling ned mot planetens overflate, pluss F som langbølget stråling, hvilket tilsammen gir 2F. Denne energien må balanseres med en tilsvarende emittert langbølget stråling 2F opp fra overflaten. Anta videre at strålingen fra stjernen er F = 240 W/m² ved toppen av atmosfæren. En kan da regne ut planetens overflatetemperatur ved hjelp av Stefan-Boltzmanns lov:^[54]

T_{E}={\sqrt[{4}]{2F \over \sigma }}={\sqrt[{4}]{2\cdot 240 \over {5,67\cdot 10^{-8}}}}=303

Om planeten var uten atmosfære ville temperaturen derimot blitt:

T_{E}={\sqrt[{4}]{F \over \sigma }}={\sqrt[{4}]{240 \over 5,67\cdot 10^{-8}}}=255

Altså blir planetens overflatetemperatur 48 K høyere når planeten har atmosfære.^[54]

Modellen kan utvides ved å forutsette at atmosfæren har to lag. Det andre laget er vist i figuren og det forutsettes å ha samme egenskaper som det første laget. Med de samme resonnementene som for tilfellet over, så vil det nederste atmosfærelaget emittere 2F oppover. Dette på grunn av at den mottar F som kortbølget solstråling og F som langbølget stråling fra laget over. Siden laget er isotermisk, må det emittere 2F også nedover. Den totale strålingen mot planetens overflate blir nå 3F på grunn av 2F som langbølget stråling fra det nederste atmosfærelaget og F fra solen. Dette balanseres av en kortbølget stråling oppover på 3F fra planetoverflaten.^[54]

I en atmosfære med mange lag, N, vil emisjonen fra lagene, fra det øverste til det nederste være F, 2F, 3 F ... NF. De korresponderende sort legeme-temperaturene for overflaten vil da bli 303, 335 ... [(N+1) F/σ]1/4 K.^[54]

Denne enkle modellen kan utvides med å forutsette forskjellige temperatur for planetens overflate og de forskjellige lagene i atmosfæren.^[55] Dermed blir modellen enda likere jordens atmosfære.

For en atmosfære med mange absorberende lag vil temperaturen ved planetens overflate bli høy. En slik planet kan tenkes å gi fra seg varmen først og fremst ved konveksjon, det vil si varmetransport via interne strømning i atmosfæren.^[54]

For mer realistiske modeller av klimasystemet på jorden må det tas hensyn til atmosfærens absorpsjonsspektra, samt avhengigheten med bølgelengden til strålingen. Dessuten må en ta hensyn til det atmosfæriske vinduet, i tillegg til andre komplekse fenomener i atmosfæren.^[54]

Klimaendringer og menneskelig påvirkning av drivhuseffekten

Utdypende artikler: klimaendring, klimapådriv og strålingspådriv

Klimaendringer har oppstått flere ganger i jordens historie. En gjør derfor forskjell på naturlige klimaendringer og menneskeskapte, for å skille dem fra nåtidens globale oppvarming. Det finnes mange forskjellige klimapådriv, altså faktorer som endrer klimaet.^[56] Naturlige klimapådriv kan gjerne virke sammen med menneskeskapte.^[8] For at det skal regnes som en klimaendring, ser man på slike endringer i lengre perioder, ofte over en periode på ti år.^[56] I tillegg til klimapådriv virker det forsterkende mekanismer i klimasystemet, kjent som positive tilbakekoblinger. De naturlige klimapådriven som har påvirket jordens klima har vært for svake til å forklare fortidens klimavariasjon uten slike mekanismer.^[8]

Helt siden oldtiden har det vært diskusjoner rundt mulighetene for at menneskelige aktiviteter kan påvirke klimaet lokalt. Blant annet har både de gamle grekerne, og senere amerikanerne på 1800-tallet, lurt på om nedhugging av skog kunne gi mer nedbør, eller kanskje mindre. På 1800-tallet ble det gjort oppdagelser av fortidige istider, og en mente at dette var endringer langt større enn hva en kunne forestille seg at mennesker kunne være i stand til å påvirke. En startet også å diskutere hva som lå bak klimaendringene som ga istider og varme perioder. Det kom opp ideer om at det kunne være variasjon i solens utstråling, røyk fra vulkaner, utvikling av fjellkjeder som påvirket luftstrømningene eller endring av luftsammensetningen.^[3]

Naturlige klimaendringer

Klimaet kan endres både på grunn av indre og ytre mekanismer, de kan være menneskeskapte eller naturlige. For eksempel at strålingen fra solen enten blir sterkere eller svakere.^[56] Endringer av solstrålingen som påvirker jordens strålingsbalanse, kalles strålingspådriv. Vulkanutbrudd er en annen naturlig endring av strålingspådrivet. Store utbrudd kan gi redusert temperatur på jorden, da over noen få år. Årsaken er svoveldioksid (SO₂) som reagerer med andre gasser og danner aerosoler. Slike partikler sprer sollyset, noe som fører til refleksjon av noe av sollyset tilbake til verdensrommet. En sier at det gir et negativt strålingspådriv, altså nedkjølende effekt.^[56]

Temperatur, CO₂ og støvkonsentrasjon i atmosfæren basert på proxy-data fra en iskjerneprøve fra Antarktis.

Diagramdata: National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA)

Jordbanens betydning for strålingspådriv kan forklares ut fra Milanković-syklusene. Disse modellerer periodiske endringer av helningsvinkelen til jordens akse og formen av banen rundt solen, hvilket endrer den totale mengden av sollys som treffer jorden. Det er ikke snakk om store endringer, men dette påvirker tidspunkt og intensiteten av årstidene. Denne mekanismen er antatt å bestemme tidssyklusene for istidene.^[57]^[58]

Solen har en elleve års syklus, kjent som solflekksyklusen, der den solare irradiansen varierer med ± 1 W/m². Solflekksyklusen er perioder med stor utvikling av solflekker (tydelige sorte flekker på solens overflate), og økt utstråling. En mener at i langvarige perioder med liten solflekkaktivitet vil temperaturen på jorden påvirkes. Spesielt under Maunder minimum fra 1645 til 1715 var solflekkaktiviteten uvanlig lav, noe som er en mulig forklaring på den lille istid. Dette var en periode med betydelig kjøligere og mer ekstremt klima på den nordlige halvkule.^[59]

Gjennom jordens historie har det vært store endringer av kontinentenes posisjon og størrelse. Dette har ikke bare endret havenes størrelse og form, men også ført til forming av fjell når kontinentalplatene støter sammen. Dermed har dette fått betydning for havstrømmer og atmosfærens sirkulasjon. Disse endringene har i stor grad bidratt til istider samt perioder med tørt eller fuktig klima.^[59]

El Niño-betingelser kjennetegnes med at varme vannmasser nærmer seg den søramerikanske kysten. Fravær av kaldt oppkomme av vann øker oppvarmingen. Illustrasjon: National Oceanic and Atmospheric Administration

Enda en type naturlige klimaendringer er de interne klimapådrivene. Disse inntreffer selv om solen gir konstant pådriv og atmosfæresammensetningen er uforandret.^[56] Et eksempel er El Niño, som er den varme og negative fasen av en klimasyklus som kalles El Niño-sørlige oscillasjon. Fenomenet kjennetegnes av oppvarming av havflaten, eller at temperatur i sjøoverflaten ligger over gjennomsnittet, og finner sted i enten det sentrale eller østlige tropiske Stillehavet.^[60]^[61] Denne oppvarmingen forårsaker et skifte i den atmosfæriske sirkulasjonen med redusert nedbør over Indonesia og Australia, mens nedbør og tropiske syklonformasjoner øker over det tropiske Stillehavet.^[62] De lave passatvindene, som normalt blåser fra øst til vest langs ekvator, svekkes eller begynner å blåse fra den andre retningen.^[61]

I tillegg til El Niño finnes det en rekke andre sykluser i klimasystemet, blant annet den kvasibiennale oscillasjonen og den nordatlantiske oscillasjon. Dette er eksempler på at klimaet i sin natur er regionalt variabelt og kan endres selv om det ikke er noe eksternt pådriv til stede.^[63]

Menneskeskapt økning av drivhuseffekten

Utdypende artikkel: Global oppvarming

Den menneskeskapte eller antropogene drivhuseffekten betegner den økningen i drivhuseffekten som skyldes forurensning av atmosfæren. Ved å øke andelen av naturlige klimagasser i atmosfæren (CO₂ og CH₄ og flere andre kunstige klimagasser, som for eksempel KFK- og HFC-gasser), har menneskelig aktivitet i løpet av de siste om lag 200 årene forsterket den naturlige drivhuseffekten.^[64]

Betydningen av disse endringene er forandringer i klimasystemet, blant annet høyere temperatur, endring av skymengden, økt vanndampinnhold i atmosfæren og påvirkning av mengden av is og snø på jordoverflaten. Disse endringene kan virke tilbake på jordens klima.^[65]

I mai 2013 ble det meldt at avlesninger for CO₂ tatt på verdens primære referansested på Mauna Loa-observatoriet hadde nådd 400 ppm.^[66]^[67] Månedlige globale CO₂-konsentrasjoner oversteg 400 ppm i mars 2015, trolig for første gang på flere millioner år.^[68] Ved begynnelsen av 2000-tallet blir omtrent halvparten av alt CO₂ fra forbrenning av fossilt brensel ikke absorbert av vegetasjon og hav, dermed forblir gassen i atmosfæren.^[69]

Andre menneskeskapte klimapådriv er utslipp av SO₂ som via kjemiske reaksjoner gir aerosoler, samt en annen kategori aerosoler der utslippet er forårsaket av arealbruksendringer. Det siste dreier seg om hugging av skog og dyrkning av land. Slike endringer av landjorden gir både endring av naturlig opptak av CO₂ og forandring av jordoverflatens albedo.^[56] I gruppen aerosoler inngår også partikler som støv, sot og saltpartikler. Flere av disse er naturlige, som saltpartiklene som vind virvler opp fra havet. Konsentrasjonen av disse er størst over områder med mye luftforurensning, som en finner i Europa, Nord-Amerika, Kina og India. Nær jordoverflaten er oppholdstiden for disse bare noen få dager, fordi nedbør fører dem tilbake til jorden. Derimot vil aerosoler som kommer opp til stratosfæren få en mye lengre oppholdstid, gjerne flere år.^[70]

Mange av gassene i atmosfæren har tilnærmet konstant blandingsforhold selv i store høyder, men for klimagassene kan blandingsforholdet variere både horisontalt og vertikalt. Særlig vanndamp kan ha store variasjoner. For eksempel kan vanndamp utgjøre 4 % av luften ved jordoverflaten ved tropene, mens i kald arktisk luft kan innholdet være under 1 %. Noen klimagasser har spesielt lang oppholdstid i atmosfæren, dette gjelder CO₂, CH₄ og N₂O, hvilket betyr at de er godt blandet og at konsentrasjonen er tilnærmet konstant horisontalt. Derimot vil konsentrasjonen i de forskjellige lagene oppover i atmosfæren være variabel.^[27] O₃ virker i den midlere og øvre del av stratosfæren. KFK-gasser og HFC-gasser finnes i små mengder, men bidrar også som klimagasser.^[71]

Økt strålingspådriv

Status for menneskeskapte strålingspådriv i 2005 (i forhold til førindustrielt nivå i 1750). Usikkerheten er vist med usikkerhetsstolper for hvert av bidragene.
Fra Klimapanelets fjerde hovedrapport

Endringer av jordens strålingsbalanse, blant annet ved endret konsentrasjon av atmosfærens klimagasser, aerosoler og jordoverflatens albedo, fører til forandringer av strålingspådrivet. Klimasystemets respons er klimaendringer, som over lang tid vil lede frem til en ny strålingsbalanse. En kan si at slike endringer skjer hele tiden ved at skyer og aerosoler dannes, konsentrasjonene av gasser endres og at jordoverflatens albedo er årstidsavhengig.^[72]

Strålingspådrivet måles i W/m² og blir kalkulert over en viss tidsperiode. Strålingspådrivet kalkuleres ut fra en antatt strålingsbalanse i 1750, det vil si før atmosfæren var påvirket av menneskelige utslipp av klimagasser. Siden den gang, og frem til nåtid, er ikke strålingsbalansen lenger null; det har oppstått et positivt strålingspådriv.^[72] Et positivt strålingspådriv gir økt temperatur på jorden, mens et negativt gir redusert temperatur ved jordoverflaten.^[56]

Figuren viser de globale gjennomsnittlige strålingspådrivene i 2005 med et CO₂-innhold på 379 ppm i atmosfæren. Som en ser, gir dette et strålingspådriv på rundt 1,7 W/m². I tillegg kommer bidragene fra andre klimagasser, blant annet CH₄, N₂O og HFC-gasser med et samlet bidrag på omtrent 1 W/m². Deretter kommer et bidrag fra O₃, men dette har både en avkjølende og oppvarmende effekt. Nettovirkningen av O₃ er imidlertid på 0,3 W/m². Enda en menneskeskapt påvirkning er endring av jordoverflaten (vegetasjonsdekke) og forurensning (sot) på snø, altså forhold som endrer jordens albedo. Også denne har et positivt og negativt bidrag, med en nettovirkning på omtrent 0,1 W/m². Så kommer to store negative strålingspådriv forårsaket av aerosoler, der den som skyldes direkte pådriv er på –1,2 W/m² og de som skyldes indirekte albedo fra skyer er på –0,7 W/m². Det minste menneskeskapte pådrivet i figuren kommer fra kondensstriper fra flytrafikk, med 0,01 W/m². I tillegg til alle disse kommer et naturlig strålingspådrivet på grunn av sterkere solstråling, dette er på 0,12 W/m².^[73]

Alle disse bidragene kan ikke summeres algebraisk på grunn av overlappende absorpsjonsbånd for de forskjellige bidragene. Derfor viser stolpen helt til høyre summen av strålingspådrivene som er på 1,6 W/m², med et usikkerhetsintervall mellom 0,6 og 2,4 W/m².^[73] Dette strålingspådrivet fører blant annet til langsom oppvarming av havet, atmosfæren og landjorden.^[74] Siden 2005 har innholdet av klimagasser i atmosfæren økt, og det totale strålingspådrivet likeså.^[75]

Effektiv strålingstemperatur er den temperaturen i atmosfæren der strålingen fra solen og strålingen fra jorden og ut i verdensrommet balanseres. For tiden (2011) er denne temperaturen −19 °C. Videre vil denne temperaturen være i en gitt høyde over jordoverflaten, kalt strålingstyngdepunktet. Med økt konsentrasjon av klimagasser økes høyden for strålingstyngdepunktet, samtidig som effektiv strålingstemperatur blir lavere. Enkelt sagt fører økt drivhuseffekt til at det blir mindre langbølget stråling som slipper ut i verdensrommet. Energibalansen for strålingen endres slik at jorden absorberer mer energi enn den slipper ut, noe som gir økt global gjennomsnittstemperatur.^[51]

Global dimming

Utdypende artikkel: Global dimming

Et tykt lag med aerosoler over Kina. Bilde fra november 2001.

Foto: Jacques Descloitres/NASA

Aerosoler utgjør en stor demping av drivhuseffekten, kjent som global dimming. Et eksempel på effekten av aerosoler er nedkjølingen av klimat på midten av 1900-tallet. Etter å ha steget raskt i løpet av den første delen av 1900-tallet, avkjølte den globale middeltemperaturene seg med omtrent 0,2 °C etter 1940 og holdt seg lav til 1970, hvoretter den begynte å stige raskt igjen. Dette skjedde til tross for at nivået av CO₂ i atmosfæren økte drastisk i perioden. Denne nedkjølingen i midten av århundret ser ut til hovedsakelig å skyldes høy konsentrasjon av sulfat-aerosoler i atmosfæren. Årsaken var utslipp fra industri og vulkanutbrudd. Sulfat-aerosoler har en avkjølende effekt på klimaet fordi de sprer lyset fra solen og reflekterer energien tilbake ut i verdensrommet.^[76]^[77]

Figuren i avsnittet over har store usikkerhetsstolper for aerosolene, noe som indikerer hvor usikker en er på størrelsen av disse. I regioner som Europa og Nord-Amerika var det tidligere mye luftforurensning som førte til dannelse av aerosoler, men lovreguleringer har redusert dette betraktelig. Om land som Kina og India utover på 2000-tallet vil greie å redusere sine utslipp til luft, forventes det at mengden aerosoler i atmosfæren reduseres. Etter som konsentrasjonen av CO₂ øker og aerosoler minker, forventes en økning av strålingspådrivet frem mot 2100. Noen klimaforskere har ment at dette vil kunne øke den globale oppvarmingen betraktelig (et anslag er 6 °C). Derimot har FNs klimapanel ikke lagt mye vekt på denne forskningen i sine estimater for fremtidig temperaturstigning.^[78]

Tilbakekoblingsmekanismer

Utdypende artikkel: Tilbakekoblingsmekanisme

Klimasystemet er svært komplekst med en rekke koblinger mellom forskjellige mekanismer. Noen av disse tilbakekoblingsmekanismene er positive, slik at en økning av strålingspådrivet (for eksempel forårsaket av menneskeskapte klimagasser) fører til temperaturøkning som setter i gang endringer som forsterker oppvarmingen. Et eksempel er økt vanndampinnhold i atmosfæren som gir ytterligere temperaturøkning. Negative tilbakekoblinger, derimot, gir forandringer som reduserer drivhuseffekten og temperaturen.^[79]

Et eksempel på at de negative tilbakekoblingene gjør seg gjeldende, er istidene. En mener at den negative endringen av strålingspådrivet i utgangspunktet har vært svært lite, men at mange negative tilbakekoblingsmekanismer har forsterket den opprinnelige nedkjølende trenden. Generelt virker tilbakekoblingsmekanismene over svært lang tid (tiår til årtusener), samt at det er mange av dem. Det er altså slik at det er pådriv som er årsaken og setter i gang klimaendringer, men tilbakekoblingene har innflytelse på hvor store de til slutt vil bli.^[80]

Et beslektet begrep til tilbakekoblingsmekanismer er klimafølsomhet. Den sier noe om hvor mye temperaturen endres ved en gitt endring av konsentrasjonen av CO₂. Den vanligste definisjonen er at den angir global temperaturøking ved en fordobling av konsentrasjonen til CO₂.^[81]

Det finnes svært mange slike mekanismer, men her gis bare en forklaring av noen av de viktigste.

Tilbakekobling fra vanndamp

Hvis atmosfæren varmes opp, vil dampens metningstrykk øke, og mengden av vanndamp i atmosfæren vil øke. En økning i vanndampinnholdet føre til at atmosfæren varmes ytterligere opp – og vanndamp regnes således som en klimagass. Oppvarmingen dette fører til gjør i neste omgang at atmosfæren kan holde på enda mer vanndamp, altså en positiv tilbakekobling. Dette vil fortsette videre til andre prosesser stopper økningen. Resultatet er en større drivhuseffekt enn den CO₂ skaper alene.^[82]^[79]

Sammenhengen mellom trykk og temperatur ved faseovergang for to stoffer er beskrevet av Clausius-Clapeyron-ligningen. Ligningen beskriver en eksponentiell økning av metningstrykket for vanndamp ved økende temperatur. Det betyr at tilbakekoblingen for vanndamp i atmosfæren blir kraftigere med økt temperatur.^[83]

Tilbakekobling på grunn av is og snø

De lysblå områdene er smeltedammer på sjøis og de mørkeste områdene er åpent vann. Blå områder har en lavere albedo enn den hvite isen, noe som gir en oppvarmende effekt.

Foto: NASA

De delene av jordoverflaten som er dekket av is og snø, hele eller deler av året, reflekterer mye av sollyset tilbake til verdensrommet (har høy albedo). Økt temperatur på jordoverflaten reduserer mengden snø og is. Dette fører til at mer sollys blir absorbert istedenfor å reflekteres, dermed øker temperaturen ytterligere.^[79]

Tilbakekobling på grunn av skyer

Skyer har to virkninger i klimasystemet som kompliserer beregningen av resultatet. For det første reflekterer skyer sollys tilbake til verdensrommet. For det andre absorberer de langbølget stråling fra jordoverflaten som i neste omgang blir emittert, og sendt tilbake til jordoverflaten. Dermed sørger de også for å redusere varmetapet ut i rommet. Hvilken av disse to effektene som dominerer for en enkelt sky avhenger av dens temperatur, dermed også av dens høyde over jorden. En annen avgjørende faktor er dens optiske egenskaper – som bestemmes av om den består av vanndamp eller ispartikler, dens tykkelse og gjennomsnittlig størrelse av partiklene i den.^[84] Lave skyer har en tendens til at den reflektere egenskapen dominerer, dermed kjøler de ned klimasystemet. Høye skyer har derimot en tendens mot motsatt effekt, altså at de bidrar til oppvarming.^[84]

Tilbakekobling på grunn av havet

Havet har flere roller når det gjelder påvirkning av klimaet. Det er en interaksjon mellom atmosfæren og havet – havet påvirker atmosfæren, og atmosfæren havet. Fra havet fordamper store vannmengder som står for størsteparten av bidraget til atmosfærens vanndampinnhold. På grunn av den latente varmen ved kondensering til skyer er vanndamp det største varmebidraget til atmosfæren. Atmosfæren på sin side påvirker havet ved at vinder, som er drivere for havsirkulasjon (sammen med andre mekanismer), oppstår.^[85]

Havet representerer en stor varmekapasitet i forhold til atmosfæren. Det skal derfor mye mer varmeenergi til for å øke temperaturen i havet med bare én grad, enn det som skal til for samme temperaturøkning i atmosfæren. Havet vil, både lokalt og globalt, påvirke atmosfærens temperatursvingninger. I praksis kan en oppleve dette ved at steder nær havet har liten forskjell mellom temperaturen gjennom døgnet og gjennom året. Steder langt fra havet har mye større temperaturvariasjoner. Havet har derfor en dominerende rolle for å bestemme hvor fort atmosfærens temperatur kan øke.^[85]

En tredje virkning av havet er den store redistribusjonen av varmeenergi. Både atmosfæren og havet transporterer varmeenergi fra jordens ekvator mot polene, men havets energitransport er mye større.^[85]

Havet representerer en tilbakekoblingsmekanisme som har størst betydning for tiden det tar før ny likevektstilstand opprettes, det vil si tiden fra strålingspådrivet endres til en ny likevekt og en ny temperatur oppstår.^[86] Tidsskalaen den virker på er fra årtier til århundrer. Generelt er en usikker på om havstrømmer representerer positive eller negative tilbakekoblinger.^[87]

Havnivåmålinger foretatt på 23 steder rundt om i verden siden 1880 viser en økende trend.
Kilde: Robert A. Rohde

Havet absorberer den menneskeskapte tilførselen av CO₂ via den såkalte karbonpumpen. I dag utgjør dette bare om lag en tredjedel av dagens utslipp, men på lang sikt vil rundt 75 % av CO₂-gassen som slippes ut fra menneskelige aktiviteter løses opp i havet. Dette vil ta flere århundrer.^[88] Imidlertid er hastigheten som havet vil ta CO₂ opp i fremtiden mindre sikker. Det forventes at havet vil bli mer lagdelt forårsaket av oppvarming, og at dette eventuelt gir endringer i havets thermohaline sirkulasjon, altså en svekkelse av havstrømmene.^[89]^[90]

Havet vil ut fra dette ha en tilbakekobling til CO₂-innholdet i atmosfæren. I henhold til Henrys lov vil større konsentrasjon av CO₂ i atmosfæren føre til større opptak av CO₂ i havet. På den annen side vil økt temperatur i havet svekke dets evne til å ta opp CO₂. Nå er det den første mekanismen som er sterkest, og havets innhold av CO₂ er stadig økende. En effekt av dette er havforsuring. På lengre sikt forventer en at opptaket av CO₂ i havet vil svekkes. Dermed vil global oppvarming på lengre sikt bety at mer CO₂ blir værende i atmosfæren, altså en positiv tilbakekobling ved forsterket drivhuseffekt.^[91]

Tilbakekobling for langbølget stråling fra jorden

Negative tilbakekoblingsmekanismer er mindre virkningsfulle sett i sammenheng med økt strålingspådriv. Disse reduserer hastigheten av oppvarmingen, men kan ikke alene forårsake nedkjøling.^[92]

Når temperaturen for jorden øker, vil utslipp av langbølget varmestråling øke med den fjerde potensen av planetens absolutte temperatur, i henhold til Stefan-Boltzmanns-lov. Dette øker styrken av utgående stråling når jordoverflaten får høyere temperatur. Dette kalles for Planck-tilbakekobling, og er den sterkeste negative tilbakekoblingen.^[93]

Vippepunkter

Utdypende artikkel: Vippepunkt (klima)

Interaksjoner mellom noen vippepunkter (⊕: øker sannsynligheten for sammenheng ⊖: mindre sannsynlighet, ⊖/⊕: effekt i begge retninger, nettoeffekten er usikker)^[94]

Begrepet vippepunkt ble introdusert av den tyske klimaforskeren Hans Joachim Schellnhuber (1950–) rundt 2000.^[95]^[96] Det bygger på hans arbeid innenfor ikke-lineær dynamikk. Fenomenet går ut på at usammenhengende, irreversible og ekstreme endringer er forbundet med global oppvarming. Inntil da hadde en i hovedsak antatt at klimaendringer vil være lineære, altså utvikle seg proporsjonalt med nivået av klimagasser i atmosfæren.^[97] Det fines en lang rekke slike mekanismer for vippepunkter, og her nevnes bare kort noen få.

Forskningsartikkelen «Tipping elements in the Earth's climate system» («Vippepunkter i jordens klimasystem») handlet om disse mulige fremtidige endringene.^[98] Ni mulige vippepunkter ble utpekt, hvor terskelverdiene kan overstiges innen år 2100.^[99]

smelting av sommeris i Arktis,
smelting av Grønlandsisen,
smelting av Den vestantarktiske innlandsisen,
svekkelse av den atlantiske thermohaline sirkulasjonen,
endring i El Niño-sørlig oscillasjon (ENSO),
sammenbrudd av den indiske sommermonsunen,
endringer i det vestafrikanske monsunsystemet med effekter for Sahara og Sahel,
avskoging av tropisk regnskog og
nedgang i boreale skoger

Etter dette har også andre potensielle vippepunkter blitt identifisert.^[100]

Et eksempel på et vippepunkt som forsterker drivhuseffekten radikalt er mulige utslipp av metanklatrat, også kalt metanhydrater. Dette er en form for is som inneholder store mengder CH₄ i sin krystallstruktur. Svært store forekomster av metanklatrat har blitt funnet under sedimenter på havbunnen visse steder, spesielt i områder på høye breddegrader og i Mexicogolfen.^[101] Et plutselig utslipp av store mengder naturgass fra lagre av metanklatrat, en såkalt løpsk global oppvarming, er fremsatt som en hypotese som årsak til både fortidige og muligens fremtidige klimaendringer. Det er antatt at dette alene kan øke den globale temperaturen med 5 °C, blant annet fordi CH₄ er en mye mer kraftig klimagass enn CO₂. Teorien går også ut på at dette vil påvirke tilgjengelig innhold av O₂ i atmosfæren. Denne teorien har blitt foreslått for å forklare de mest alvorlige hendelsene av masseutryddelse på jorden, for eksempel perm-trias-utryddelsen.^[102]^[103]^[104]^[105]

Klimapanelets femte hovedrapport sier at utslipp av CH₄ fra tining av permafrost vil kunne bidrag til global oppvarming frem mot år 2100. Dette på grunn av kraftig økning av utslippene ved rask oppvarming i Arktis. Derimot er utslipp fra metanklatrat her vurdert til å spille en liten rolle.^[106]^[107]

Konsekvenser av global oppvarming

Utdypende artikkel: Konsekvenser av global oppvarming

Den globale gjennomsnittlige temperaturen på jordens overflate har økt siden slutten av 1800-tallet. Fra 1980 til 2010 har det vært suksessivt varmere enn alle de foregående årtier i måleserien. Globalt gjennomsnittlig kombinert land- og havoverflatetemperatur beregnet som en lineær trend viser en oppvarming på 0,85 °C^[a] i perioden 1880–2012. For perioden 1951–2012 var oppvarmingen cirka 0,72 °C^[b].^[108]

En global oppvarming på rundt 0,3 °C per tiår, fremover mot år 2100, vil gi forskjellige endringer av klimaet. For det første betyr det at temperaturen noen steder vil øke mye mer, noe som igjen har betydning for andre klimaparametere. Noen steder forventes mer tørke, andre steder mer nedbør og flom, samt havnivåstigning. Dette får i neste omgang konsekvenser for økosystemer og mennesker. En økning på bare noen få °C kan virke lite, men representerer en stor forskjell i forhold til at de globale temperaturvariasjonene mellom istider og de varme periodene sannsynligvis ikke har vært mer enn 5–6 °C.^[109]

Klimapanelets fem sammenknyttede grunner til bekymring

FNs klimapanel oppsummerer konsekvensene av global oppvarming med fem sammenknytte grunner til bekymring:^[110]

Unike og truede systemer – En del systemer, herunder økosystemer og kulturer, er allerede i fare på grunn av klimaendringer (høy konfidens). Antallet slike systemer som er utsatt for alvorlige konsekvenser, er høyere ved ytterligere oppvarming på 1 °C. Mange arter og systemer med begrenset evne til tilpasning er utsatt for svært høy risiko ved en ytterligere oppvarming på 2 °C, spesielt arktisk sjøis og korallrev.^[110]
Ekstreme værforhold – Risikoen for farer relatert til klimaendringer er hendelser som varmebølger, ekstrem nedbør og kystflom, er allerede moderat (høy konfidens) og høy ved 1 °C ekstra oppvarming (middels konfidens). Risiko forbundet med noen typer ekstreme hendelser (for eksempel ekstrem varme) øker ytterligere ved høyere temperatur (høy konfidens).^[110]
Fordeling av virkninger – Risikoene er ujevnt fordelt og er generelt større for vanskeligstilte mennesker og samfunn i land på alle nivåer av utvikling. Risikoen er allerede moderat på grunn av regionalt differensierte klimaendringer, spesielt ettersom dette påvirker avlinger innen jordbruket (medium til høy konfidens). Basert på forventet nedgang i regionale avlinger og tilgang til vann, vil risiko for ujevnt fordelte virkninger være høy ved en ytterligere oppvarming på over 2 °C (middels konfidens).^[110]
Globalt aggregerte virkinger – Risikoen for global aggregerte påvirkninger er moderat for ytterligere oppvarming mellom 1–2 °C, med innvirkning på både jordens biologiske mangfold og den globale økonomien (middels konfidens). Omfattende tap av biologisk mangfold med tilknyttet tap av økosystemtjenester gir høy risiko for rundt 3 °C ytterligere oppvarming (høy konfidens). Samlet økonomisk skade akselererer med økende temperatur (begrenset belegg, høy konfidens), men få kvantitative anslag er fullført for ytterligere oppvarming rundt 3 °C eller høyere.^[110]
Større enkelthendelser – Med økende oppvarming kan enkelte fysiske systemer eller økosystemer være i fare for brå og irreversible endringer. Risiko forbundet med slike vippepunkter blir moderate for rundt 0–1 °C ekstra oppvarming, dette kan observeres ved at en allerede kan observere irreversible endringer av regime både i korallrev og arktiske økosystemer (middels konfidens). Risikoen øker uforholdsmessig mye dersom temperaturen øker mellom 1–2 °C og blir høy med en endring over 3 °C, på grunn av potensialet for en stor og irreversibel havnivåstigning forårsaket av tap av iskapper. For varig oppvarming større enn en viss terskelverdi vil et tilnærmet fullstendig tap av Grønlandsisen skje over et årtusen eller mer. Dette vil føre til at det globale gjennomsnittlige havnivået stiger med opptil 7 m.^[110]

Temperatur i punktene over er relatert til endring av global gjennomsnittstemperatur i forhold til årene 1986–2005 (omtalt som «nylig»).^[110]

Noen konkurrerende hypoteser til menneskeskapt økt drivhuseffekt

Galaktisk kosmisk stråling

Solens magnetfelt påvirker jorden, og dette får betydning for mengden galaktisk kosmisk stråling som kommer inn mot jorden. Solens magnetfelt er variabel, dette kan over tid påvirke den mengden partikkelstråling atmosfæren mottar fra verdensrommet. Den danske astrofysikeren Henrik Svensmark (1958–) har vært opptatt av hvordan dette kan påvirke skydannelsen. Mekanismen i hans teori er at dannelse av små partikler virker som kondensasjonskjerner, som i sin tur skaper dråper og dermed formasjon av lave skyer. Et sterkt magnetfelt (ved økt solaktivitet) vil da, ifølge hypotesen, gi færre lave skyer (mindre total utstråling) og et positivt strålingspådriv, som igjen gir oppvarming av jorden.^[111]

Et problem med Svensmarks hypotese er hvordan de små partiklene forårsaket av kosmisk stråling skal gi økt skydannelse. Etablert teori tilsier at det er større partikler som står bak dråpedannelsen i skyer. Laboratorieforsøk har vist at kompliserte prosesser virkelig kan danne partikler store nok til å danne dråper i skyer. Selv om dette skulle vise seg å være mulig også i atmosfæren, eksisterer fremdeles alle de andre pådrivene for dagens globale oppvarming. Disse er vurdert til å være mye mer dominerende.^[111]

Skal kosmisk stråling og solmagnetisme forklare den globale oppvarmingen, må en kunne påvise at solaktiviteten har økt de senere årene. Det er imidlertid uenighet om at dette har funnet sted over lengre tid, selv om Svensmark har funnet en korrelasjon mellom solmagnetisme, kosmisk stråling og skyer i årene 1984–1994. Den norske klimaforskeren Rasmus Benestad (1968–) påpeker at om global oppvarming skjer på grunn av mindre refleksjon av solenergi, skulle det forventes større temperaturstigning om dagen enn om natten. Imidlertid viser observasjonene økt temperatur om natten.^[111]

Flere andre forskere har studert trender for solaktivitet og kosmisk stråling for å undersøke om dette kan forklare den observerte globale oppvarmingen. Klimaforskerne Mike Lockwood (1954–) og Claus Fröhlich, fra henholdsvis Storbritannia og Sveits, oppsummerte dette slik i 2007: «Våre resultat viser at den observerte hurtige økningen i global middeltemperatur etter 1985 ikke kan tilskrives solar aktivitet samme hva slags mekanisme som inngår og samme hvor mye solarvariasjon blir forsterket». Allikevel mener de at dette kan være meget interessant om slike mekanismer eksisterer, særlig fordi det kan forklare tidligere tiders klimaendringer.^[111]

Ultrafiolett stråling

Ultrafiolett stråling sendes ut fra solen og er vesentlig i prosessen for dannelse og endring av ozon i stratosfæren. Det meste av energien i den ultrafiolette strålingen absorberes i ozonlaget. Det er kjent at ultrafiolett stråling varierer med solens sykluser, noe som igjen endrer konsentrasjonen av O₃, temperaturen og sirkulasjonene i stratosfæren. 50 km opp i atmosfæren kan dette gi en endring på 1 °C globalt.^[112]

Det meste av atmosfærens masse befinner seg i troposfæren, i laget under stratosfæren. Klimaforskere vil da se etter en påvirkning fra endringer av sirkulasjoner i stratosfæren til troposfæren. Målinger har vist at uvanlige sirkulasjoner i stratosfæren kan påvirke troposfæren. Hvordan dette skal kunne bre seg nedover i troposfæren og påvirke strømningene der, er noe det bare foreligger hypoteser for. Med ultrafiolett stråling, som med kosmisk stråling, gjelder det at en påvirkning ikke kan utelukkes, men at det uansett kommer i tillegg til andre strålingspådriv.^[113]

Se også

Noter

Type nummerering

^ Usikkerhetsintervall 0,65 til 1,06 °C med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.
^ Usikkerhetsintervall 0,49 til 0,89 °C med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.

Referanser

^ Bhandari, Medani P (8. februar 2018). «Climate change science: a historical outline» (PDF). Advances in Agriculture and Environmental Science (1): 5−12. ISSN 2630-8533. doi:10.30881/aaeoa.00002.
^ ^a ^b Weart, Spencer R. (februar 2019). «Simple Models of Climate Change». American Institute of Physics. Besøkt 5. mai 2019.
^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g ^h ⁱ ^j ^k Weart, Spencer R. (februar 2019). «Introduction: A Hyperlinked History of Climate Change Science». American Institute of Physics. Besøkt 5. mai 2019.
^ Leila McNeill (5. desember 2016). «This Lady Scientist Defined the Greenhouse Effect But Didn’t Get the Credit, Because Sexism Read more». Smithsonian.com. Besøkt 26. juni 2019.
^ Rodhe, H., Charlson, R., & Crawford, E. (1997). «Svante Arrhenius and the greenhouse effect». Ambio. 26 (1): 2–5.
^ Ramanathan, V., & Vogelmann, A. M. (1997). «Greenhouse effect, atmospheric solar absorption and the Earth's radiation budget: From the Arrhenius-Langley era to the 1990s». Ambio. 26 (1): 38–46. doi:10.1080/14786440208636602.
^ Houghton 2009, s. 23.
^ ^a ^b ^c Nordli, Øyvind; Hygen, Hans Olav; Benestad, Rasmus (24. oktober 2018). «Er det noen tvil om menneskeskapte klimaendringer?». Naturen. 04 (på norsk). 142: 136–143. ISSN 1504-3118. doi:10.18261/issn.1504-3118-2018-04-02. Besøkt 27. juli 2019.
^ Charney, Jule Gregory m.fl. (1979). «Carbon dioxide and climate: A scientific assessment». National Academy of Sciences https://www.nap.edu/catalog/12181/carbon-dioxide-and-climate-a-scientific-assessment. Manglende eller tom |tittel= (hjelp)
^ Shabecoff, Philip, Special To The New York (24. juni 1988). «Global Warming Has Begun, Expert Tells Senate». The New York Times (på engelsk). ISSN 0362-4331. Besøkt 5. mai 2019.
^ C.P. McKay, J.B. Pollack, and R. Courtin (6. september 1991). «Titan: Greenhouse and Anti-greenhouse Effects on Titan». Science. 253 (5024): 1118–21. PMID 11538492. doi:10.1126/science.11538492.
^ (no) «drivhuseffekten» i Store norske leksikon
^ ^a ^b Grønås 2011, s. 52.
^ ^a ^b ^c Grønås 2011, s. 53.
^ ^a ^b ^c ^d Grønås 2011, s. 55.
^ Houghton 2009, s. 23–25.
^ ^a ^b ^c Houghton 2009, s. 22.
^ ^a ^b Grønås 2011, s. 54.
^ ^a ^b ^c ^d ^e Grønås 2011, s. 56.
^ Wallace og Hobbs 2006, s. 119.
^ Hartmann 1994, s. 25.
^ Barry og Chorley 2003, s. 34–37.
^ Grønås 2011, s. 41–42.
^ ^a ^b Grønås 2011, s. 42.
^ Hartmann 1994, s. 26.
^ Grønås 2011, s. 48.
^ ^a ^b Grønås 2011, s. 43.
^ Barry og Chorley 2003, s. 44.
^ ^a ^b ^c Hartmann 1994, s. 34.
^ Houghton 2009, s. 19.
^ Hartmann 1994, s. 38.
^ ^a ^b Grønås 2011, s. 55−56.
^ ^a ^b Stordal 1993, s. 18.
^ ^a ^b Stordal 1993, s. 15.
^ ^a ^b Stordal 1993, s. 17–18.
^ (no) «Drivhuseffekten» i Store norske leksikon
^ Grønås 2011, s. 257.
^ ^a ^b Barry og Chorley 2003, s. 51.
^ ^a ^b Stordal, 1993 & p94.
^ Wallace og Hobbs 2006, s. 7.
^ Barry og Chorley 2003, s. 2.
^ ^a ^b Barry og Chorley 2003, s. 37–38.
^ ^a ^b Barry og Chorley 2003, s. 57–59.
^ ^a ^b Stocker 2014, s. 182.
^ ^a ^b Wuebbles, Donald J., m.fl., red. (2017). Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (på engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. s. 74. doi:10.7930/J0J964J6.
^ Grønås 2011, s. 51.
^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f Grønås 2011, s. 58.
^ Wallace og Hobbs 2006, s. 419–422.
^ Hartmann 1994, s. 29.
^ Hartmann 1994, s. 28.
^ ^a ^b Grønås 2011, s. 59.
^ Houghton 2009, s. 25.
^ Houghton 2009, s. 27.
^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g Wallace og Hobbs 2006, s. 121–122.
^ Rose, Brian E. J. (2015). «Lecture 6: Elementary greenhouse models». University at Albany. Besøkt 10. mai 2019.
^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g Grønås 2011, s. 61.
^ Barry og Chorley 2003, s. 356–357.
^ Grønås 2011, s. 217–223.
^ ^a ^b Barry og Chorley 2003, s. 356.
^ «Australian Climate Influences: El Niño». Australian Bureau of Meteorology. Besøkt 4. april 2016.
^ ^a ^b «What is the El Niño–Southern Oscillation (ENSO) in a nutshell?». ENSO Blog. 5. mai 2014. Arkivert fra originalen 10. april 2016. Besøkt 12. mai 2019.
^ «What is El Niño and what might it mean for Australia?». Australian Bureau of Meteorology. Arkivert fra originalen 10. april 2016. Besøkt 10. april 2016.
^ «Climate Forcing». The Open Source Systems Foundation. Arkivert fra originalen 2. desember 2017. Besøkt 25. januar 2019.
^ Stordal 1993, s. 96-97.
^ Stordal 1993, s. 96–97.
^ «Carbon dioxide passes symbolic mark». BBC. 10. mai 2013. Besøkt 27. mai 2013.
^ Pilita Clark (10. mai 2013). «CO₂ at highest level for millions of years». Financial Times. Besøkt 27. mai 2013.
^ «Climate scientists discuss future of their field». 7. juli 2015.
^ Buis, Alan; Ramsayer, Kate; Rasmussen, Carol (12. november 2015). «A Breathing Planet, Off Balance». NASA. Besøkt 13. november 2015.
^ Grønås 2011, s. 45.
^ Barry og Chorley 2003, s. 10.
^ ^a ^b Grønås 2011, s. 259–261.
^ ^a ^b Solomon, S m.fl. (2007). «Summary for Policymakers». Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Cambridge University Pres.
^ Stordal 1993, s. 96.
^ Wuebbles, Donald J, m.fl., red. (2017). Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (på engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. s. 87. doi:10.7930/J0J964J6.
^ Brahic, Catherine (16. mai 2007). «Climate myths: The cooling after 1940 shows CO2 does not cause warming». NewScientist. Besøkt 13. desember 2019.
^ Blackburn, Anne-Marie. «Why did climate cool in the mid-20th Century?». SkepticalScience. Besøkt 13. desember 2019.
^ Grønås 2011, s. 305–306.
^ ^a ^b ^c Stordal 1993, s. 97–99.
^ Grønås 2011, s. 61–62.
^ Grønås 2011, s. 62.
^ Soden, B. J.; Held, I. M. (2006). «An Assessment of Climate Feedbacks in Coupled Ocean–Atmosphere Models». Journal of Climate. 19 (14): 3354. Bibcode:2006JCli...19.3354S. doi:10.1175/JCLI3799.1.
^ Wallace og Hobbs 2006, s. 447.
^ ^a ^b Houghton 2009, s. 110–111.
^ ^a ^b ^c Houghton 2009, s. 111–114.
^ Hartmann 1994, s. 8.
^ Stocker 2014, s. 128.
^ Archer, David (2005). «Fate of fossil fuel CO₂ in geologic time» (PDF). Journal of Geophysical Research. 110: C09S05. Bibcode:2005JGRC..11009S05A. doi:10.1029/2004JC002625.
^ Jansen, Malte F. (2016). «Glacial ocean circulation and stratification explained by reduced atmospheric temperature». Grantham Institute Briefing paper. 114 (1): 45–50. doi:10.1073/pnas.1610438113.
^ C. Heinze, S. Meyer, N. Goris, L. Anderson, R. Steinfeldt, N. Chang, C. Le Quéré, og D. C. E. Bakker (2015). «The ocean carbon sink – impacts, vulnerabilities and challenges». Earth System Dynamics. 6: 327–358. doi:10.5194/esd-6-327-2015.
^ Grønås 2011, s. 284–286.
^ Barry og Chorley 2003, s. 359.
^ Knutti, Reto og Rugenstein, Maria A. A. (2015). «Feedbacks, climate sensitivity and the limits of linear models» (PDF). Phil.Trans Royalsociety. 373 (20150146). doi:10.1098/rsta.2015.0146. Arkivert fra originalen (PDF) 12. april 2016. Besøkt 12. mai 2019.
^ Elmar Kriegler, Jim W. Hall, Hermann Held, Richard Dawson und Hans Joachim Schellnhuber. Imprecise probability assessment of tipping points in the climate system.
^ Kaspar Mossman (2008). «Profile of Hans Joachim Schellnhuber». PNAS. 105 (6): 1783–1785. doi:10.1073/pnas.0800554105.
^ «New Hot Papers: Timothy M. Lenton & Hans Joachim Schellnhuber» (Interview). ScienceWatch.com. Besøkt 15. februar 2014.
^ Joel B. Smith, Hans Joachim Schellnhuber, M. Monirul Qader Mirza. Vulnerability to Climate Change and Reasons for Concern: A Synthesis. Cambridge University Press. «Report»
^ «Kippelemente bleiben „heißes“ Thema». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Arkivert fra originalen 6. januar 2014. Besøkt 6. januar 2014.
^ «Tipping elements in the Earth's climate system». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Arkivert fra originalen 19. september 2012. Besøkt 25. februar 2019.
^ «Tipping Elements - the Achilles Heels of the Earth System». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Arkivert fra originalen 13. september 2019. Besøkt 24. februar 2019.
^ Stocker 2014, s. 1116.
^ Archer, D (2007). «Methane hydrate stability and anthropogenic climate change». Biogeosciences Discuss. 4: 993–1057. doi:10.5194/bgd-4-993-2007.
^ Connor, Steve (23. september 2008). «Exclusive: The methane time bomb». The Independent. Besøkt 5. mars 2019.
^ Connor, Steve (25. september 2008). «Hundreds of methane 'plumes' discovered». The Independent. Besøkt 5. mars 2019.
^ N. Shakhova; I. Semiletov; A. Salyuk; D. Kosmach; N. Bel’cheva (2007). «Methane release on the Arctic East Siberian shelf» (PDF). Geophysical Research Abstracts. 9: 01071. Arkivert fra originalen (PDF) 7. august 2019. Besøkt 12. mai 2019.
^ Stocker 2014, s. 508.
^ David Wallace-Wells (13. juli 2017). «‘Personally, I Would Rate the Likelihood of Staying Under Two Degrees of Warming As Under 10 Percent’: Michael Oppenheimer on the ‘Unknown Unknowns’ of Climate Change». Daily Intelligencer – New York Media. Besøkt 29. juli 2017.
^ Rajendra K. Pachauri (2014). R.K. Pachauri og L.A. Meyer, red. Climate Change 2014 – Synthesis Report Contribution of Working Groups I, II and III to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (på engelsk). Geneva, Switzerland,: Intergovernmental Panel on Climate Change. s. 2–4 og 40.
^ Houghton 2009, s. 13–14.
^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g Field, Christopher B., m.fl. (2014). Technical summary. In: Climate Change 2014: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. Part A: Global and Sectoral Aspects. Contribution of Working Group II to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF) (på engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change.
^ ^a ^b ^c ^d Grønås 2011, s. 238–244.
^ Grønås 2011, s. 237–248.
^ Grønås 2011, s. 243–244.

Litteratur

Grønås, Sigbjørn (2011). Hvordan klimaet kan endres – en innføring. Bergen: Geofysisk institutt, Universitetet i Bergen.
Stordal, Frode (1993). Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt. Oslo: Universitetsforl. ISBN 8200408035.
Hartmann, Dennis L. (1994). Global Physical Climatology. San Diego, California, USA: Academic Press. ISBN 0-12-328530-5.
Barry, Roger G. og Chorley, Richard J. (2003). Atmosphere, Weather and Climate (Åttende utg.). London, Storbritannia: Routledge. ISBN 0-203-44051-X.
Wallace, John M. og Hobbs, Peter V. (2006). Atmospheric Science – An Introductory Survey (Andre utg.). Elsevier. ISBN 978-0-12-732951-2.
Houghton, John (2009). Global warming – The Complete Briefing (Andre utg.). Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-70916-3.
Stocker, T. Thomas., m.fl. (2014). Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (på engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change.

Eksterne lenker

Multimedia om drivhuseffekten (forskning.no)
Klima- og forurensningsdirektoratet om klima (klif.no)
Klima- og forurensningsdirektoratet om FNs klimapanel (klif.no)
Miljøstatus i Norge: Drivhuseffekten
Miljøstatus i Norge: Klima

[108] Usikkerhetsintervall 0,65 til 1,06 °C med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.

[109] Usikkerhetsintervall 0,49 til 0,89 °C med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.

[1] Bhandari, Medani P (8. februar 2018). «Climate change science: a historical outline» (PDF). Advances in Agriculture and Environmental Science (1): 5−12. ISSN 2630-8533. doi:10.30881/aaeoa.00002.

[SM-2] Weart, Spencer R. (februar 2019). «Simple Models of Climate Change». American Institute of Physics. Besøkt 5. mai 2019.

[I-3] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g ^h ⁱ ^j ^k Weart, Spencer R. (februar 2019). «Introduction: A Hyperlinked History of Climate Change Science». American Institute of Physics. Besøkt 5. mai 2019.

[4] Leila McNeill (5. desember 2016). «This Lady Scientist Defined the Greenhouse Effect But Didn’t Get the Credit, Because Sexism Read more». Smithsonian.com. Besøkt 26. juni 2019.

[5] Rodhe, H., Charlson, R., & Crawford, E. (1997). «Svante Arrhenius and the greenhouse effect». Ambio. 26 (1): 2–5.

[6] Ramanathan, V., & Vogelmann, A. M. (1997). «Greenhouse effect, atmospheric solar absorption and the Earth's radiation budget: From the Arrhenius-Langley era to the 1990s». Ambio. 26 (1): 38–46. doi:10.1080/14786440208636602.

[FOOTNOTEHoughton200923-7] Houghton 2009, s. 23.

[Tvil-8] Nordli, Øyvind; Hygen, Hans Olav; Benestad, Rasmus (24. oktober 2018). «Er det noen tvil om menneskeskapte klimaendringer?». Naturen. 04 (på norsk). 142: 136–143. ISSN 1504-3118. doi:10.18261/issn.1504-3118-2018-04-02. Besøkt 27. juli 2019.

[9] Charney, Jule Gregory m.fl. (1979). «Carbon dioxide and climate: A scientific assessment». National Academy of Sciences https://www.nap.edu/catalog/12181/carbon-dioxide-and-climate-a-scientific-assessment. Manglende eller tom |tittel= (hjelp)

[10] Shabecoff, Philip, Special To The New York (24. juni 1988). «Global Warming Has Begun, Expert Tells Senate». The New York Times (på engelsk). ISSN 0362-4331. Besøkt 5. mai 2019.

[McKay-11] C.P. McKay, J.B. Pollack, and R. Courtin (6. september 1991). «Titan: Greenhouse and Anti-greenhouse Effects on Titan». Science. 253 (5024): 1118–21. PMID 11538492. doi:10.1126/science.11538492.

[12] (no) «drivhuseffekten» i Store norske leksikon

[FOOTNOTEGrønås201152-13] Grønås 2011, s. 52.

[FOOTNOTEGrønås201153-14] Grønås 2011, s. 53.

[FOOTNOTEGrønås201155-15] Grønås 2011, s. 55.

[FOOTNOTEHoughton200923–25-16] Houghton 2009, s. 23–25.

[FOOTNOTEHoughton200922-17] Houghton 2009, s. 22.

[FOOTNOTEGrønås201154-18] Grønås 2011, s. 54.

[FOOTNOTEGrønås201156-19] Grønås 2011, s. 56.

[FOOTNOTEWallace_og_Hobbs2006119-20] Wallace og Hobbs 2006, s. 119.

[FOOTNOTEHartmann199425-21] Hartmann 1994, s. 25.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley200334–37-22] Barry og Chorley 2003, s. 34–37.

[FOOTNOTEGrønås201141–42-23] Grønås 2011, s. 41–42.

[FOOTNOTEGrønås201142-24] Grønås 2011, s. 42.

[FOOTNOTEHartmann199426-25] Hartmann 1994, s. 26.

[FOOTNOTEGrønås201148-26] Grønås 2011, s. 48.

[FOOTNOTEGrønås201143-27] Grønås 2011, s. 43.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley200344-28] Barry og Chorley 2003, s. 44.

[FOOTNOTEHartmann199434-29] Hartmann 1994, s. 34.

[FOOTNOTEHoughton200919-30] Houghton 2009, s. 19.

[FOOTNOTEHartmann199438-31] Hartmann 1994, s. 38.

[FOOTNOTEGrønås201155−56-32] Grønås 2011, s. 55−56.

[FOOTNOTEStordal199318-33] Stordal 1993, s. 18.

[FOOTNOTEStordal199315-34] Stordal 1993, s. 15.

[FOOTNOTEStordal199317–18-35] Stordal 1993, s. 17–18.

[36] (no) «Drivhuseffekten» i Store norske leksikon

[FOOTNOTEGrønås2011257-37] Grønås 2011, s. 257.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley200351-38] Barry og Chorley 2003, s. 51.

[FOOTNOTEStordal1993p94-39] Stordal, 1993 & p94.

[FOOTNOTEWallace_og_Hobbs20067-40] Wallace og Hobbs 2006, s. 7.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley20032-41] Barry og Chorley 2003, s. 2.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley200337–38-42] Barry og Chorley 2003, s. 37–38.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley200357–59-43] Barry og Chorley 2003, s. 57–59.

[FOOTNOTEStocker2014182-44] Stocker 2014, s. 182.

[Wu-45] Wuebbles, Donald J., m.fl., red. (2017). Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (på engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. s. 74. doi:10.7930/J0J964J6.

[FOOTNOTEGrønås201151-46] Grønås 2011, s. 51.

[FOOTNOTEGrønås201158-47] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f Grønås 2011, s. 58.

[FOOTNOTEWallace_og_Hobbs2006419–422-48] Wallace og Hobbs 2006, s. 419–422.

[FOOTNOTEHartmann199429-49] Hartmann 1994, s. 29.

[FOOTNOTEHartmann199428-50] Hartmann 1994, s. 28.

[FOOTNOTEGrønås201159-51] Grønås 2011, s. 59.

[FOOTNOTEHoughton200925-52] Houghton 2009, s. 25.

[FOOTNOTEHoughton200927-53] Houghton 2009, s. 27.

[FOOTNOTEWallace_og_Hobbs2006121–122-54] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g Wallace og Hobbs 2006, s. 121–122.

[55] Rose, Brian E. J. (2015). «Lecture 6: Elementary greenhouse models». University at Albany. Besøkt 10. mai 2019.

[FOOTNOTEGrønås201161-56] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g Grønås 2011, s. 61.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley2003356–357-57] Barry og Chorley 2003, s. 356–357.

[FOOTNOTEGrønås2011217–223-58] Grønås 2011, s. 217–223.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley2003356-59] Barry og Chorley 2003, s. 356.

[60] «Australian Climate Influences: El Niño». Australian Bureau of Meteorology. Besøkt 4. april 2016.

[ENSO:Nutshell-61] «What is the El Niño–Southern Oscillation (ENSO) in a nutshell?». ENSO Blog. 5. mai 2014. Arkivert fra originalen 10. april 2016. Besøkt 12. mai 2019.

[62] «What is El Niño and what might it mean for Australia?». Australian Bureau of Meteorology. Arkivert fra originalen 10. april 2016. Besøkt 10. april 2016.

[63] «Climate Forcing». The Open Source Systems Foundation. Arkivert fra originalen 2. desember 2017. Besøkt 25. januar 2019.

[FOOTNOTEStordal199396-97-64] Stordal 1993, s. 96-97.

[FOOTNOTEStordal199396–97-65] Stordal 1993, s. 96–97.

[66] «Carbon dioxide passes symbolic mark». BBC. 10. mai 2013. Besøkt 27. mai 2013.

[67] Pilita Clark (10. mai 2013). «CO₂ at highest level for millions of years». Financial Times. Besøkt 27. mai 2013.

[68] «Climate scientists discuss future of their field». 7. juli 2015.

[NASA-20151112-ab-69] Buis, Alan; Ramsayer, Kate; Rasmussen, Carol (12. november 2015). «A Breathing Planet, Off Balance». NASA. Besøkt 13. november 2015.

[FOOTNOTEGrønås201145-70] Grønås 2011, s. 45.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley200310-71] Barry og Chorley 2003, s. 10.

[FOOTNOTEGrønås2011259–261-72] Grønås 2011, s. 259–261.

[ipcc4-73] Solomon, S m.fl. (2007). «Summary for Policymakers». Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Cambridge University Pres.

[FOOTNOTEStordal199396-74] Stordal 1993, s. 96.

[75] Wuebbles, Donald J, m.fl., red. (2017). Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (på engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. s. 87. doi:10.7930/J0J964J6.

[76] Brahic, Catherine (16. mai 2007). «Climate myths: The cooling after 1940 shows CO2 does not cause warming». NewScientist. Besøkt 13. desember 2019.

[77] Blackburn, Anne-Marie. «Why did climate cool in the mid-20th Century?». SkepticalScience. Besøkt 13. desember 2019.

[FOOTNOTEGrønås2011305–306-78] Grønås 2011, s. 305–306.

[FOOTNOTEStordal199397–99-79] Stordal 1993, s. 97–99.

[FOOTNOTEGrønås201161–62-80] Grønås 2011, s. 61–62.

[FOOTNOTEGrønås201162-81] Grønås 2011, s. 62.

[SodenHeld2005-82] Soden, B. J.; Held, I. M. (2006). «An Assessment of Climate Feedbacks in Coupled Ocean–Atmosphere Models». Journal of Climate. 19 (14): 3354. Bibcode:2006JCli...19.3354S. doi:10.1175/JCLI3799.1.

[FOOTNOTEWallace_og_Hobbs2006447-83] Wallace og Hobbs 2006, s. 447.

[FOOTNOTEHoughton2009110–111-84] Houghton 2009, s. 110–111.

[FOOTNOTEHoughton2009111–114-85] Houghton 2009, s. 111–114.

[FOOTNOTEHartmann19948-86] Hartmann 1994, s. 8.

[FOOTNOTEStocker2014128-87] Stocker 2014, s. 128.

[88] Archer, David (2005). «Fate of fossil fuel CO₂ in geologic time» (PDF). Journal of Geophysical Research. 110: C09S05. Bibcode:2005JGRC..11009S05A. doi:10.1029/2004JC002625.

[89] Jansen, Malte F. (2016). «Glacial ocean circulation and stratification explained by reduced atmospheric temperature». Grantham Institute Briefing paper. 114 (1): 45–50. doi:10.1073/pnas.1610438113.

[90] C. Heinze, S. Meyer, N. Goris, L. Anderson, R. Steinfeldt, N. Chang, C. Le Quéré, og D. C. E. Bakker (2015). «The ocean carbon sink – impacts, vulnerabilities and challenges». Earth System Dynamics. 6: 327–358. doi:10.5194/esd-6-327-2015.

[FOOTNOTEGrønås2011284–286-91] Grønås 2011, s. 284–286.

[FOOTNOTEBarry_og_Chorley2003359-92] Barry og Chorley 2003, s. 359.

[93] Knutti, Reto og Rugenstein, Maria A. A. (2015). «Feedbacks, climate sensitivity and the limits of linear models» (PDF). Phil.Trans Royalsociety. 373 (20150146). doi:10.1098/rsta.2015.0146. Arkivert fra originalen (PDF) 12. april 2016. Besøkt 12. mai 2019.

[94] Elmar Kriegler, Jim W. Hall, Hermann Held, Richard Dawson und Hans Joachim Schellnhuber. Imprecise probability assessment of tipping points in the climate system.

[95] Kaspar Mossman (2008). «Profile of Hans Joachim Schellnhuber». PNAS. 105 (6): 1783–1785. doi:10.1073/pnas.0800554105.

[96] «New Hot Papers: Timothy M. Lenton & Hans Joachim Schellnhuber» (Interview). ScienceWatch.com. Besøkt 15. februar 2014.

[97] Joel B. Smith, Hans Joachim Schellnhuber, M. Monirul Qader Mirza. Vulnerability to Climate Change and Reasons for Concern: A Synthesis. Cambridge University Press. «Report»

[98] «Kippelemente bleiben „heißes“ Thema». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Arkivert fra originalen 6. januar 2014. Besøkt 6. januar 2014.

[99] «Tipping elements in the Earth's climate system». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Arkivert fra originalen 19. september 2012. Besøkt 25. februar 2019.

[100] «Tipping Elements - the Achilles Heels of the Earth System». Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung. Arkivert fra originalen 13. september 2019. Besøkt 24. februar 2019.

[FOOTNOTEStocker20141116-101] Stocker 2014, s. 1116.

[102] Archer, D (2007). «Methane hydrate stability and anthropogenic climate change». Biogeosciences Discuss. 4: 993–1057. doi:10.5194/bgd-4-993-2007.

[103] Connor, Steve (23. september 2008). «Exclusive: The methane time bomb». The Independent. Besøkt 5. mars 2019.

[104] Connor, Steve (25. september 2008). «Hundreds of methane 'plumes' discovered». The Independent. Besøkt 5. mars 2019.

[105] N. Shakhova; I. Semiletov; A. Salyuk; D. Kosmach; N. Bel’cheva (2007). «Methane release on the Arctic East Siberian shelf» (PDF). Geophysical Research Abstracts. 9: 01071. Arkivert fra originalen (PDF) 7. august 2019. Besøkt 12. mai 2019.

[FOOTNOTEStocker2014508-106] Stocker 2014, s. 508.

[107] David Wallace-Wells (13. juli 2017). «‘Personally, I Would Rate the Likelihood of Staying Under Two Degrees of Warming As Under 10 Percent’: Michael Oppenheimer on the ‘Unknown Unknowns’ of Climate Change». Daily Intelligencer – New York Media. Besøkt 29. juli 2017.

[110] Rajendra K. Pachauri (2014). R.K. Pachauri og L.A. Meyer, red. Climate Change 2014 – Synthesis Report Contribution of Working Groups I, II and III to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (på engelsk). Geneva, Switzerland,: Intergovernmental Panel on Climate Change. s. 2–4 og 40.

[FOOTNOTEHoughton200913–14-111] Houghton 2009, s. 13–14.

[TS61-112] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g Field, Christopher B., m.fl. (2014). Technical summary. In: Climate Change 2014: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. Part A: Global and Sectoral Aspects. Contribution of Working Group II to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF) (på engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change.

[FOOTNOTEGrønås2011238–244-113] Grønås 2011, s. 238–244.

[FOOTNOTEGrønås2011237–248-114] Grønås 2011, s. 237–248.

[FOOTNOTEGrønås2011243–244-115] Grønås 2011, s. 243–244.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[15]

[16]

[17]

[18]

[19]

[20]

[21]

[22]

[23]

[24]

[25]

[26]

[27]

[28]

[29]

[30]

[31]

[32]

[33]

[34]

[35]

[36]

[37]

[38]

[39]

[40]

[41]

[42]

[43]

[44]

[45]

[46]

[47]

[48]

[49]

[50]

[51]

[52]

[53]

[54]

[55]

[56]

[57]

[58]

[59]

[60]

[61]

[62]

[63]

[64]

[65]

[66]

[67]

[68]

[69]

[70]

[71]

[72]

[73]

[74]

[75]

[76]

[77]

[78]

[79]

[80]

[81]

[82]

[83]

[84]

[85]

[86]

[87]

[88]

[89]

[90]

[91]

[92]

[93]

[94]

[95]

[96]

[97]

[98]

[99]

[100]