Fysiske konsekvenser av global oppvarming

Fysiske konsekvenser av global oppvarming har å gjøre med endring av jordens klimasystem og andre fysiske systemer på grunn av global oppvarming. Siden den den industrielle revolusjon har det skjedd en endringer av jordens klima, ikke bare ved høyere gjennomsnittlige temperaturer, men også endringer relatert til smelting av is og snø på høye breddegrader, mer og kraftigere nedbør i Nord-Amerika og Europa, hyppigere tørke i Middelhavsområdet og Vest-Afrika, samt økning av havnivået og flere andre endringer. Den pågående klimaendringen er en trend som er forventet å gi betydelige høyere globale gjennomsnittstemperaturer i forhold til førindustrielle verdier. Dette har og vil få konsekvenser som havnivåstigning, tilbaketrekning av isbreer, endring av klimasoner, vegetasjonssoner og habitater, endringer av nedbørsmønstre, sterkere eller hyppigere ekstremvær som for eksempel flom, stormer og tørke.

Selv om karbondioksid (CO₂), som er den mest betydelige klimagassen forårsaket av menneskelige utslipp, ikke er en spesielt potent klimagass, er den årsak til at såkalte tilbakekoblingsmekanismer gjør seg gjeldende. I sum forsterker disse virkningen av klimagassene forårsaket av menneskelige aktiviteter, noe som fører til virkninger på lang sikt. Noen av disse kan være irreversible på en menneskelig tidsskala. Dette gjelder blant annet smelting av Grønlandsisen og tap av is i Antarktis. Dermed kan fremtidig reduksjon av klimagassutslipp ikke nødvendigvis føre til at havnivået går tilbake til nivået det hadde i førindustriell tid. Det er også bekymring for at den pågående globale oppvarmingen kan utløse tilbakekoblingsmekanismer som får brå og alvorlige konsekvenser. En mulig konsekvens er utslipp til atmosfæren av store naturlige karbonreserver som gir sterkt økt drivhuseffekt og oppvarming. Usikkerhetene rundt dette er store, men jo større fremtidig global temperaturøkning, desto større regner en med at risikoen blir.

Mens det er utbredt enighet om årsakene til global oppvarming, hovedsakelig menneskelige utslipp av klimagasser, er konsekvensene mer usikre. Utallige studier og mye forskning gjøres rundt dette, og FNs klimapanel har på vegne av verdens regjeringer fått i oppdrag å sammenfatte denne kunnskapen. Deres oppgave er blant annet å vurdere graden av sikkerhet for forskningsfunnene. Ut fra dette gir de anbefalinger til verdenssamfunnet om hva som kan og bør gjøres for å begrense konsekvensen av klimaendringen og hvilke tilpasninger som anbefales.

Begrepsavklaringer[rediger | rediger kilde]

Konfidens og sannsynlighet[rediger | rediger kilde]

Klimapanelets femte hovedrapport kvantifiserer usikkerhet for å få frem graden av sikkerhet i sentrale funn. Dette er basert på forfatternes vurderinger av den vitenskapelig innsikten.^[1] Den samme terminologien brukes i den amerikanske rapporten Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, og flere andre. De to klassifiseringene er:^[2]

Konfidens for gyldigheten av et funn, basert på type, mengde, kvalitet og konsistens av bevis (for eksempel forståelse, teori, data, modeller, ekspertvurdering) og graden av enighet innenfor det som finnes av litteratur. Konfidens er uttrykt kvalitativt (ikke med tall), slik at lav konfidens betyr mangelfulle bevis eller uenighet mellom eksperter, mens det motsatte betyr sterke bevis og høy konsensus. Begrepet må ikke oppfattes som en sannsynlighet fordi det brukes forskjellig fra tilsvarende statistisk begrep.^[1]^[2]
Kvantifiserte mål for usikkerhet i et funn uttrykt som sannsynlighet (basert på statistisk analyse av observasjoner, modellresultater eller ekspertvurdering).^[1]^[2]

Forholdet mellom bevis og enighet, samt disses forhold til konfidens med ulik farge.
Høy enighet Begrenset belegg	Høy enighet Middels belegg	Høy enighet Robuste belegg
Middels enighet Begrenset belegg	Middels enighet Middels belegg	Middels enighet Robuste belegg
Lav enighet Begrenset belegg	Lav enighet Middels belegg	Lav enighet Robuste belegg

Hvert nøkkelfunn er basert på forfatternes (oppgitt i referanselisten) vurdering av vitenskapelig belegg og faglig enighet. Konfidensgraderingen (konfidensnivå ) gir en kvalitativ sammenfatning av forfatternes vurdering av gyldigheten av et funn, som bestemmes av en vurdering av belegg og enighet. Hvis usikkerheter kan kvantifiseres som sannsynlighet, kan det karakteriseres ved hjelp av språklige uttrykk for sannsynligheten eller en mer presis presentasjon av sannsynlighet.^[1]

Følgende betingelser brukes til å beskrive foreliggende vitenskapelig belegg: begrenset, middels eller robust, og for graden av faglig enighet: lav, middels eller høy. Dette er illustrert i tabellen med styrken av belegg stigende fra venstre mot høyre og enighet stigende nedenfra og opp. Konfidensnivå er uttrykt ved hjelp av fem klasser; veldig lav (hvit i tabellen), lav (lys gul i tabellen), medium (gul i tabellen), høy (lys grønn i tabellen) og veldig høy (grønn i tabellen), og satt i parentes i slutten av setningene i rapportene fra Klimapanelet. De fem konfidensklassene er vist med hver sin farge i tabellen. Konfidens øker mot øverste høyre hjørne illustrert med fargestyrken. Generelt er et belegg mest robust når det er flere, konsistente uavhengige funn av høy kvalitet.^[1]

Følgende termer har blitt brukt til å indikere den vurderte sannsynligheten i klimapanelets femte hovedrapport og Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, og er gjengitt i denne artikkelen i anførselstegn:^[1]

Engelsk term	Norsk oversettelse	Sannsynlighet for utfallet
Virtually certain	«så godt som sikkert»	99–100 % sannsynlighet
Very likely	«svært sannsynlig»	90–100 % sannsynlighet
Likely	«sannsynlig»	66–100 % sannsynlighet
About as likely as not	«omtrent like sannsynlig som ikke»	33–66 % sannsynlighet
Unlikely	«usannsynlig»	0–33 % sannsynlighet
Very unlikely	«svært usannsynlig»	0–10 % sannsynlighet
Exceptionally unlikely	«helt usannsynlig»	0–1 % sannsynlighet

Tilleggsbegrep som også brukes: ekstremt sannsynlig: 95–100 %, mer sannsynlig enn usannsynlig >50–100 %, mer usannsynlig enn sannsynlig 0–<50 % og ekstremt usannsynlig 0–5 %.

Der det er referert til tekster som ikke har angivelse av konfidens eller sannsynlighet for et mulig utfall, eller usikkerhet rundt årsak og virkning, er dette nevnt eksplisitt i teksten.

Observerte endringer av fysiske systemer[rediger | rediger kilde]

Et bredt spekter av bevis viser at klimaet har blitt varmere. Dette gjelder for alle kontinenter og havområder.^[3] Trendene for global oppvarming er vist i grafene. Noen av grafene viser en positiv trend, for eksempel økende temperatur over land og hav, samt at havnivået stiger. De andre grafene viser en synkende trend, for eksempel redusert snø på den nordlige halvkule og redusert arktisk sjøis. Bevis for den pågående oppvarmingen er også tydelig i levende (biologiske) systemer.^[4]

Menneskelige aktiviteter har bidratt til en rekke av de observerte klimaendringene. Dette bidraget har i hovedsak vært gjennom brenning av fossilt brensel, noe som har ført til økt konsentrasjon av klimagasser i atmosfæren.^[5] For den observerte oppvarmingen gjennom 1900-tallet, er det ingen overbevisende alternativ forklaring til at det skyldes menneskeskapte klimagasser.^[6]

Den menneskeskapte oppvarmingen kan føre til store, irreversible, og/eller brå endringer i fysiske systemer.^[7] Et eksempel på dette er smelting av innlandsis, som bidrar til stigende havnivå.^[8] Temperaturøkningen påvirker produktiviteten i landbruk, energibruk, helse, vannressurser, infrastruktur, økosystemer, samt en rekke andre vesentlige deler av samfunnet og naturmiljøet.^[9] Sannsynligheten for at oppvarming får uforutsette konsekvenser øker med omfanget og varigheten av klimaendringer.^[10]

Endringer i atmosfæren[rediger | rediger kilde]

Atmosfærens sammensetning[rediger | rediger kilde]

Atmosfærens innhold av karbondioksid (CO₂) var 390,5 parts per million (ppm) i 2011 noe som er 40 % mer enn i 1750. Videre var innholdet av nitrogenoksid (NO₂) 324,2 ppb i 2011, en øking på 20 % siden 1750, metaninnholdet (CH₄) var 1803,2 ppb i 2011, en økning på 150 % fra 1750. Hydrofluorkarboner (HFC), perfluorkarboner (PFC) og svovelheksafluorid (SF₆) fortsetter å øke relativt raskt, men deres bidrag til strålingspådrivet er mindre enn 1 % av totalen for blandede klimagasser.^[11] Siden 2011 har CO₂-konsentrasjonen passert 400 ppm. Dette er et høyere nivå enn det som har vært de siste tre millioner år av jordens historie. Det forventes at fortsatte økninger frem mot år 2100 og etter, vil gi nivåer som det ikke har vært på jorden på titalls til hundretalls millioner år. For øvrig er årlige utslipp av CO₂ på rundt 10 milliarder tonn.^[12]

Fuktighet i atmosfæren[rediger | rediger kilde]

Det er svært sannsynlig at global luftfuktighet både nært bakken og i troposfæren har økt siden 1970-tallet. Imidlertid har fuktighet nært overflaten på land blitt redusert i løpet av de siste årene (medium konfidens). Som et resultat har nokså store reduksjoner i relativ luftfuktighet (sier noe om luftfuktighet er nær den maksimalt mulige) nær jordoverflaten blitt observert de siste årene.^[13]

Vanndamp i atmosfæren er den viktigste drivhusgassen. Om denne endres påvirkes alle deler av vannets kretsløp. Mengden av vanndamp domineres av naturlig forekommende prosesser og blir i liten grad direkte påvirket av menneskelige aktiviteter. En spesiell egenskap med atmosfæren er at relativ fuktighet mer eller mindre ser ut til å være konstant selv om det skjer en global oppvarming.^[14]

Endringer i jordens strålingsbalanse i toppen av atmosfæren[rediger | rediger kilde]

Jordens energibudsjett med innkommende og utgående stråling. Alle verdiene er vist i W/m². Energibalansen bestemmer jordens klima, og figuren viser at netto absorbert energi til jorden er 0,6 W/m². For at jordens temperatur skal være stabil må denne energibalansen være 0.

Jordens strålingsbudsjett er et sentralt tema i klimasystemet. Den gjennomsnittlige strålingsprosessen som observeres er en oppvarming av jordens overflate og kjøling av atmosfæren, noe som er balansert av den hydrologiske syklusen og oppvarming. Romlig og tidsmessig energibalanse på grunn av stråling og latent varme er drivkraften bak den generell sirkulasjonen i atmosfæren og havene. Menneskelig påvirkning på klima skjer hovedsakelig gjennom forstyrrelser av komponentene som inngår i jordens strålingsbudsjett.^[15]

Strålingsbudsjettet i toppen av atmosfæren består av absorpsjon av solstråling fra jorden, og utgjøres av forskjellen mellom innkommende og reflektert solstråling ved toppen av atmosfæren, samt den termiske strålingen som sendes ut til rommet.^[15] Innkommende solstråling i toppen av atmosfæren er rundt 340 W/m² som et globalt gjennomsnitt for hele jorden. Reflektert solstråling i toppen av atmosfæren og ut i verdensrommet er rundt 100 W/m² og dermed er det 240 W/m² av solens innkommende stråling som blir absorbert av jorden. Oppvarming av jordoverflaten gir varmestråling utover og den strålingen som forlater jordens atmosfære er på rundt 239 W/m², altså en ubalanse for inn- og utgående stråling. Den globale oppvarmingen er forårsaket av denne ubalansen, som mer eksakt er funnet til å være 0,6 W/m². Dette tallet er basert på måledata fra 2005 til 2010.^[16]

I alle fall siden 1970 har det vært en ubalanse mellom innkommende og utgående stråling, og det holdes som «så godt som sikkert» at jorden har lagret opp en betydelig mengde energi i perioden 1971–2010. Det er beregnet at en kontinuerlig effekt på rundt 213 TW (tera watt) har varmet opp jorden i denne perioden.^[17]

Satellittregistreringer av stråling fra toppen av atmosfæren har vært vesentlig utvidet siden klimapanelets fjerde hovedrapport. Det er «usannsynlig» at det eksisterer betydelige trender for endring av globale og tropiske strålingsbudsjetter siden 2000. Årlige variabilitet i jordens energibalanse relatert til El Niño-sørlig oscillasjon er konsistent med havets varmeinnhold etter at det er tatt høyde for observasjonsusikkerhet.^[18]

Temperaturendringer i atmosfæren[rediger | rediger kilde]

Basert på uavhengige analyser av målinger fra radiosonder og sensorer i satellitter er det «nesten sikkert» at troposfæren globalt har blitt varmere og stratosfæren har blitt avkjølt siden midten av 1900-tallet. Selv om observasjonene viser de samme trendene er det betydelig «høy uenighet» om størrelsen på temperaturendringene. Spesielt i troposfæren i ekstratropiske områder på den nordlige halvkule er det lite samsvar mellom målingene.^[19]

Basert på flere uavhengige analyser av målinger fra radiosonder og satellittsensorer er det «nesten sikkert» at troposfæren har blitt varmet opp og at stratosfæren har blitt avkjølt siden midten av det 1900-tallet.^[13]

Atmosfærens sirkulasjonsmønstre[rediger | rediger kilde]

Det er «sannsynlig» at sirkulasjonsmønstrene i atmosfæren har endret seg siden 1970-årene, generelt med en bevegelse mot polene. Dette innbefatter en utvidelse av det tropiske beltet, et skifte mot polene for stormmønstre og jetstrømmer, og en sammentrekning av den nordlige polarvirvelen. Bevisene er mer robust for den nordlige halvkule enn den sørlige. Det er «sannsynlig» at den antarktiske oscillasjonen har blitt sterkere siden 1950-årene.^[20]

Det er stor variasjon fra år til år og fra tiår til tiår når det gjelder flere av atmosfærens sirkulasjonsmønstre, noe som gjør det vanskelig å trekke robuste konklusjoner om langsiktige endringer. Det er en økning for vestavind på midtre breddegrader på den nordlige halvkule og nordatlantisk oscillasjon fra 1950-årene til 1990-årene. Derimot var det en svekkelse av walkersirkulasjonen fra slutten av 1800-tallet til 1990-årene, men som i stor grad har blitt kompensert av nylige endringer (2013) (høy konfidens).^[20]

For andre deler av den globale sirkulasjonen er det usikkert om langtidsendringer er på gang. Dette på grunn av begrensede observasjoner eller mangelfull forståelse. Usikkerheten dreier seg om overflatevind over land, den østasiatiske sommermonsunsirkulasjonen og flere andre.^[20]

Endringer av vær og klima[rediger | rediger kilde]

Temperaturendringer over land[rediger | rediger kilde]

Den global gjennomsnittlige overflatetemperaturen på jorden har økt siden slutten av 1800-tallet. Hvert av de siste tre tiårene frem til 2010 har vært suksessivt varmere enn alle de foregående årtier i måleserien for jordens overflate. Det første tiåret etter 2000 har vært det varmeste. Globalt gjennomsnittlig kombinert land- og havoverflatetemperatur beregnet som en lineær trend viser en oppvarming på 0,85 (intervall 0,65 til 1,06) °C i perioden 1880–2012, når flere uavhengig produserte datasett tas med. For perioden 1951–2012 var oppvarmingen cirka 0,72 (intervall 0,49 til 0,89) °C.^[21]

Temperaturendringer før 1880 er mer usikre på grunn av det lave antallet estimater, ikke-standardiserte måleteknikker, stor spredning i estimatene og særlig det lave antallet datapunkter for observasjonene (lav konfidens).^[22]

Forskere bruker ulike proksydata for å vurdere historiske endringer av jordens klima (paleoklima).^[23] Kilder til proksydata er historiske opptegnelser, for eksempel dagbøker, årringer i trær, koraller, fossilt pollen, iskjerner og sedimenter i sjøen.^[24]

Den årlige gjennomsnittlige oppvarmingen av jordoverflaten fra slutten av 1800-tallet har reversert en langvarig nedkjølende trend de siste 5000 år, dette på midlere til høyere breddegrader på den nordlige halvkule (høy konfidens). De gjennomsnittlige årstemperaturene på den nordlig halvkule i perioden 1983–2012 var «svært sannsynlig» den varmeste 30-årsperioden de siste 800 årene (høy konfidens), og «sannsynligvis» den varmeste 30-årsperioden de siste 1400 årene (medium konfidens).^[21]

Nedbør[rediger | rediger kilde]

Gjennomsnittlig har det vært en «sannsynlig» nedbørsøkning over landområdene ved midlere breddegrader på den nordlige halvkule (medium konfidens siden 1901, men høy konfidens etter 1951). For andre deler av verden er datasettene mangelfulle. Allikevel kan endringer i noen regioner eller over kortere tidsperioder tallfestes. Det er sannsynlig at det var en brå nedgang i nedbørsmengden ved midlere breddegrader på den sørlige halvkule på begynnelsen av 2000-tallet, i samsvar med en tørkeperiode som nylig har stoppet (2013). Nedbør i de tropiske landområdene har økt (medium konfidens) de siste tiårene, og reversert tørketrenden som inntrådte fra midten av 1970-årene til midten av 1990-årene.^[25]

Ekstremvær og vind[rediger | rediger kilde]

Anslag tyder på endringer i hyppighet og intensitet av noen ekstreme værhendelser. Konfidens for anslagene varierer over tid.^[26] Globalt sett holdes det for «veldig sannsynlig» at antallet kalde dager og netter har blitt færre. Varme dager og netter har «veldig sannsynlig» blitt hyppigere. Menneskelige aktiviteter har «veldig sannsynlig» bidratt til trendene for flere og varmere dager siden 1950-årene. Det er også «sannsynlig» at antallet hetebølger i store deler av Europa, Asia og Australia har økt. I tillegg har det vært endringer i andre klimaekstremiteter, som flommer, tørke og sykloner. Disse endringene er på den annen side vanskeligere å relatere til klimaendringer (lav konfidens) blant annet på grunn av at mange faktorer påvirker disse og at observasjoner over lang tid mangler.^[27]

Det er «sannsynlig» at antall hendelser med store nedbørsmengder over land siden 1950 har økt i flere regioner enn det har gått ned. Tallene er sikrest for Nord-Amerika og Europa der det har vært «sannsynlig» økning i enten frekvensen eller intensiteten av kraftig nedbør med noe sesongmessig og/eller regional variasjon. Det er «veldig sannsynlig» at det har vært trender mot kraftigere nedbør i sentrale deler av Nord-Amerika.^[13]

Når det gjelder tørke har det vært en global trend med mer tørke siden midten av 1900-tallet (lav konfidens). Dette har lav konfidens på grunn av manglende direkte observasjoner, metodologiske usikkerheter og geografiske inkonsekvenser i trendene. Det er imidlertid noen viktige regionale endringer: Frekvensen og intensiteten av tørke har «sannsynligvis» økt i Middelhavsområdet og Vest-Afrika, men har «sannsynligvis» blitt redusert i sentrale deler av Nord-Amerika og Nordvest-Australia siden 1950.^[13]

Bevegelsesmønstre for snøstormer har flyttet seg nordover siden 1950 på den nordlige halvkule (medium konfidens). Tilfeller med år med ekstremt snøfall i sørlige og vestlige deler av USA har blitt redusert, mens tilfeller av år med ekstreme snømengder i nordlige deler av landet har økt (medium konfidens).^[28]

I USA er tornadoaktiviteten blitt mer variabel, spesielt etter 2000, med et færre dager per år med tornadoer, men med en økning av antallet tornadoer på disse dagene (medium konfidens). Trendene for haglebyger og vinder ledsaget av torden er usikker (lav konfidens).^[28]

For langsiktige (kontinentale) endringer i tropisk syklonaktivitet er trendene usikre (lav konfidens). Det er imidlertid «nesten sikkert» at frekvensen og intensiteten til de sterkeste tropiske syklonene i Nord-Atlanteren har økt siden 1970-årene.^[13]

Endringer av kryosfæren[rediger | rediger kilde]

Kryosfæren består av de områdene på jorden som er dekket av snø eller is. Observerte endringer i kryosfæren viser redusert utbredelse av havis i Arktis, retrett av alpine isbreer og mindre snødekke på den nordlige halvkule.^[29]

Tilbaketrekning av isbreer og mindre snødekke[rediger | rediger kilde]

Det er en vedvarende tendens til at isbreer i hele verden krymper, dette gjelder både i lengde, areal, volum og masse (veldig høy konfidens). De få unntakene er regionalt og tidsmessig begrenset. De isbreene som minker mest befinner seg i Alaska, den kanadiske delen av Arktis, periferien av Grønlandsisen, sørlige deler av Andes og fjellområder i Asia (veldig høy konfidens). Til sammen står disse områdene for mer enn 80 % av det totale istapet. Det totale istapet fra alle verdens isbreer, unntatt tap fra periferien av iskapper, var «veldig sannsynlig» 226 (intervall 90–361) Gt per år (milliarder tonn per år). Dette er «veldig sannsynlig» ekvivalent med en havnivåøkning på 0,61 (intervall 0,25–0,99) mm per år gjennom perioden 1971 til 2009.^[30]

Smeltingen av isbreer er ikke i balanse med dagens (2014) klima, noe som betyr at breer vil fortsette å trekke seg tilbake i fremtiden, selv uten ytterligere temperaturøkning (høy konfidens).^[30]

Grønlandsisen har mistet is på grunn av tining de siste tiårene (2014) (veldig høy konfidens). Det har vært tap av is i flere sektorer, og store massetap har oppstått i stadig større regioner (høy konfidens). Massetapet har økt siden 1992 (høy konfidens). Gjennomsnittlig økte «veldig sannsynlig» smeltingen fra 34 (intervall −6–74) milliarder tonn per år i perioden 1992–2001, til 215 (157–274) milliarder tonn i perioden 2002–2011. Det vil si at Grønlandsisen i årene 2002–2011 bidro til en havnivåstigning på 0,59 (0,43–0,76) mm per år. Smeltingen skyldes økt overflatesmelting og avrenning, samt tilbaketrekning av bretunger. Arealet som utsettes for smelting om sommeren har økt de siste to tiårene (2014) (høy konfidens).^[30]

Polare iskapper[rediger | rediger kilde]

Iskappen over Antarktis har mistet is de siste årtiene (2014) (høy konfidens). Disse tapene skriver seg hovedsakelig fra den nordlige delen av Antarktis og Amundsenhavet i Vest-Antarktis (veldig høy konfidens). Dette skyldes akselerert hastighet for bretunger (høy konfidens). Gjennomsnittlige tap av is fra Antarktis økte «sannsynligvis» fra 30 (-37–97) milliarder tonn per år i perioden 1992–2001, til 147 (72–221) milliarder tonn per år i perioden 2002–2011. Det vil si at Antarktis i årene 2002–2011 bidro til en havnivåstigning på 0,40 (0,20–0,61) mm per år.^[31]

Deler av de flytende ishyllene i Antarktis gjennomgår betydelige endringer (høy konfidens). Ishyllene i Amundsenhavet blir tynnere (medium konfidens), noe som skyldes varmere hav (lav konfidens). Ishyllene rundt Antarktis fortsetter en langvarig trend med retrett og delvis sammenbrudd, noe som begynte for flere tiår siden (2014) (høy konfidens).^[31]

Utbredelsen av den arktiske sjøisen har blitt redusert i årene 1979–2012, både på årlig og flerårig basis (veldig høy konfidens). Den årlig nedgang var «veldig sannsynlig» mellom 3,5 og 4,1 % per tiår, hvilket vil si mellom 0,45 til 0,51 millioner km² per tiår. Den gjennomsnittlige nedgangen av arktisk sjøis har vært raskest om sommeren og høsten (høy konfidens), og utbredelsen har gått ned mer og mer for hver sesong. Gjennomsnittlig tykkelse av vinteris i Arktis ble redusert i årene 1980–2008 (høy konfidens), med en gjennomsnittlige nedgang «sannsynligvis» mellom 1,3 og 2,3 m.^[32]

Smeltende sjøis ville bare ha mindre konsekvenser for havnivået. Siden sjøis består av ferskvann og har lavere tetthet i frosset og flytende tilstand enn havvannet under, vil smelting av all sjøis og flytende ishyller øke det globale havnivået med cirka 4 cm, dette i henhold til en artikkel utgitt av Geophysical Journal International.^[33]

Snødekke, is og permafrost[rediger | rediger kilde]

Snødekke på den nordlige halvkule har blitt redusert i omfang, spesielt om våren (veldig høy konfidens). Satellittmålinger har vist at i perioden 1967–2012 ble snødekket «veldig sannsynlig» redusert, med den største reduksjonen på 53 (40–66) % i juni. Ingen måned hadde noen signifikant statistisk økning. I perioden 1922–2012 finnes det data bare for mars og april, og her viser opptegnelsene en reduksjon på «veldig sannsynlig» 7 (4,5– 9,5) %. På den sørlige halvkule er bevisene for begrenset til å konkludere om endringer har forekommet.^[31]

Temperaturen i områder med permafrost har økt i de fleste regioner rundt om i verden fra begynnelsen av 1980-årene (høy konfidens). Denne endringen har oppstått som en respons på høyere lufttemperatur, tidligere tining om våren og redusert tykkelse på snødekke om vinteren (høy konfidens).^[31]

Endringer i verdenshavene[rediger | rediger kilde]

Havene inneholder omtrent 50 ganger mer karbon globalt enn atmosfæren. Havet fungerer som et såkalt karbonsluk og absorberer omtrent en tredjedel av karbondioksidet som frigjøres fra menneskelige aktiviteter, dette i henhold til en artikkel publisert av Woods Hole Oceanographic Institution.^[34] Over en periode på hundre år er havet i stand til å oppta inntil 90 % av de menneskeskapte CO₂-utslippene. Imidlertid fører ulike virkninger til at havenes evne til å ta opp CO₂ minker med stigende temperaturer og økende atmosfærisk CO₂-konsentrasjon. Hvor mye kapasiteten reduseres kan være vanskelig å kvantifisere. I et scenario med en kraftig økning av utslippene over det 21. århundre, er andelen som tas opp bare på rundt 22 %. Bare med et fremtidsscenario med sterke klimagassreduksjoner øker andelen som kan tas opp, dette i henhold til en artikkel i Science i 2015.^[35]

Økning av havnivået[rediger | rediger kilde]

Global oppvarming har ført til havnivåstigning. Midlere globalt havnivå har økt med 0,19 (0,17–0,21) m i perioden 1901–2010. Det er «veldig sannsynlig» at gjennomsnittlig havnivåstigning i denne perioden var 1,7 mm per år, men at veksthastigheten «veldig sannsynlig» økte til 3,2 (2,8–3,6) mm per år. Lignende stor økning hadde «sannsynlig» også oppstått mellom 1920 og 1950.^[31]

Hovedårsakene til havnivåstigning er økt volum av havene på grunn av økt temperatur, samt tilførsel av vann fra smeltende isbreer og iskapper. Et annet bidrag er redusert vann i reguleringsmagasiner og nedtapping av grunnvannsreservoarer.^[31]

Oppvarming av havet[rediger | rediger kilde]

Diagram som hvor mye energi som akkumuleres i de ulike delene av klimasystemet på grunn av global oppvarming. Kilde: 2007 IPCC AR (4) WG1 Sec 5.2.2.3.

Mer enn 90 % av den energien som er akkumulert (opptatt) i klimasystemet mellom 1971 og 2010 er lagret i havet (høy konfidens). Bare rundt 1 % er lagret i atmosfæren. Globalt sett er oppvarmingen av havet størst nært overflaten, og de øverste 75 m er varmet opp 0,11 (0,09–0,13) °C per tiår i årene 1971 til 2010. Det er «nesten helt sikkert» at havet ble oppvarmet i de øverste lagene mellom havnivå og ned til 700 m fra 1971 til 2010, og «sannsynligvis» også oppvarmet mellom 1870-årene og fram til 1971. Videre er det «sannsynlig» at havet også i dybden fra 700 til 2000 m ble oppvarmet fra 1957 til 2009, og det nederste laget fra 3000 m dybde og ned til bunnen fra 1992 til 2005.^[3]

Det er «veldig sannsynlig» at havområder med høyt saltinnhold har fått høyere konsentrasjon, mens områder med lavt saltinnhold har blitt mindre salte siden 1950-årene. Områder med høyt saltinnhold er dominert av høy fordampning, mens havområder med lite salt får stor tilførsel av ferskvann. Disse variasjonene gir indirekte bevis for endringer i vannets kretsløp på globalt nivå (medium konfidens).^[3]

Havforsuring[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Havforsuring

Forsuring av havet er en parallelleffekt av økende konsentrasjon av karbondioksid i atmosfæren. Selv om det ikke er en direkte konsekvens av global oppvarming, er det allikevel ofte i denne sammenhengen fenomenet blir nevnt.

Karbondioksid senker pH-verdien i havet. Hydrosfæren, altså den delen av jorden som består av vann, is og snø, absorberer rundt 92 gigatonn (Gt) atmosfærisk karbon per år. Cirka 90 Gt av dette frigjøres fra havet igjen, og 2 ±1 Gt blir lagret i havet (totalt inneholder havet for tiden (2006) 38 000 Gt karbon). I tidsrommet 1800–1994 har havet mottatt rundt 48 % av de menneskeskapte CO₂-utslippene, eller 118 ± 19 milliarder tonn (Gt) karbon (C). Dette i henhold til en rapport skrevet på oppdrag av den tyske regjering og en rapport fra Royal Society.^[36]^[37]

Karbondioksid kombinerer delvis med vannet til karbonsyre, noe som bidrar til forsuring av havene. Måleverdiene har gått ned fra 8,16 pH i 1750 til 8,05 pH i 2014 (høy konfidens). Dette tilsvarer en økning i surhet på 26 % målt som hydrogenionekonsentrasjon.^[38]^[39] Hastigheten som forsuringen av havet skjer med er den raskeste på minst de siste 66 millioner år av jordens historie (medium konfidens).^[40]

I tillegg til økning av CO₂ i havet har det parallelt med havoppvarmingen skjedd en reduksjon av oksygeninnholdet i havvannet i mange områder siden 1960-årene (medium konfidens).^[39] Årsaker til dette er økt vanntemperatur i havets overflate, stigende havnivå, endrede nedbørs- og vindmønstre, endret tilførsel av næring og endrede havstrømmer. Det er spesielt i mellomliggende havnivåer i innsjøer og elvemunninger, men også ved kysten og på åpent hav at dette har skjedd (høy konfidens).^[40]

Forventede fremtidige endringer i fysiske systemer[rediger | rediger kilde]

Fortsatt utslipp av klimagasser vil fortsette trendene med oppvarming og endringer i alle deler av klimasystemet. Disse endringene vil være langvarige, men også øke sannsynligheten for store og irreversible endringer med konsekvenser for mennesker og økosystemer. For å forutsi hvor store endringer som kan komme brukes klimamodeller, der noen er enkle og andre svært avanserte. I tillegg må det gjøres antagelser om fremtidens utslipp av klimagasser. Til dette benytter FNs klimapanel noen hovedscenarier for fremtidig utvikling.^[7]

Pådrivere for fremtidens klimaendringer[rediger | rediger kilde]

Scenarier for utslipp av drivhusgasser[rediger | rediger kilde]

Fremtidens utslipp av drivhusgasser er usikker. I klimapanelets femte hovedrapport er det presentert fire scenarier for utslipp av klimagasser og resulterende atmosfærisk konsentrasjon, luftforurensning og arealbruk i det 21. århundre. Disse scenariene er kalt The Representative Concentration Pathways (RCP) og bygger på litteraturstudier der en stor mengde fremtidige scenarier er vurdert. Avgjørende faktorer for fremtidige utslipp av klimagasser er økonomisk vekst og befolkningsøkning, livsstils- og holdningsendringer, endringer av energibruk og arealbruk, teknologiutvikling og klimapolitikk. Hvordan disse faktorene vil endres frem til år 2100 er fundamentalt usikkert. Scenariene tar hensyn til fremtidige tiltak for å begrense luftforurensning og utslipp av drivhusgasser. Imidlertid tar de ikke hensyn til mulige naturlige pådrag (forsterkende eller svekkende), som for eksempel vulkanutbrudd.^[41]

Ytterpunktene som scenariene beskriver er en fremtid med sterke begrensninger i utslipp av klimagasser (RCP2.6) og en med store fremtidige utslipp (RCP8.5). Det er to mellomliggende scenarier, medium-lav (RCP4.5) og medium-høy (RCP6). RCP2.6 representerer en fremtid der global oppvarming «sannsynlig» vil komme under 2 °C av førindustriell verdi i år 2100. Dette scenariet krever at det blir negative klimagassutslipp innen år 2100, altså at klimagasser tas ut av atmosfæren.^[42]^[43] For scenario med store utslipp av klimagasser (RCP8.5), og noen av de midlere scenariene, vil trolig 2,0 °C overstiges (høy konfidens) innen år 2100. For RCP8.5 ligger forøvrig intervallet for mulig temperaturstigning 2,6–4,8 °C.^[44] Spektret i temperaturanslagene gjenspeiler for det første delvis valg av utslippsscenario, og for det andre den såkalte klimafølsomheten,^[45] som tallfester hvordan klimasystemet vil respondere, blant annet på grunn av tilbakekoblingsmekanismer.

I Arktis forventes en fortsatt raskere oppvarming enn det globale gjennomsnittet (veldig høy konfidens), det forventes større oppvarming over land enn over hav (veldig høy konfidens) og større enn den globale gjennomsnittlige oppvarmingen. Det er nesten sikkert at det blir hyppigere hendelser med høye temperaturer, og færre hendelser med lave ekstremverdier over de fleste landområder i daglige og sesongmessige tidsrammer. Varmebølger vil «veldig sannsynlig» oppstå med større hyppighet og lengre varighet, men det vil fortsatt komme år med kalde vintre.^[44]

Tilbakekoblingsmekanismer[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Tilbakekoblingsmekanisme

Noen effekter av global oppvarming er av en slik natur at de genererer nye påvirkninger på omfanget av den global oppvarmingen. Dette kalles for tilbakekoblingsmekanismer i det globale klimasystemet. En tilbakekobling er et fenomen der en forstyrrelse i en størrelse forårsaker endring i en annen, og endringen i den andre fører til en ytterligere endring i den første. En negativ tilbakekobling er en tilbakekobling der den første forstyrrelsen svekkes av endringene den forårsaker. En positiv tilbakekobling er en der den første forstyrrelsen blir forsterket. Den opprinnelige forstyrrelsen kan enten være et eksternt pådriv eller oppstå som en del av intern variabilitet.^[46] Positive tilbakekoblinger har potensial til å akselerere den klimaendringen som er menneskeskapt, og endog endre jordens klimasystem over i en annen tilstand. Endringen kan skje for hele systemet eller deler av det, og være svært forskjellig fra de tilstandene som er kjent fra den nærmeste tiden av jordens historie. For eksempel endringer av atmosfærens eller havets sirkulasjonssystemer. Noen slike tilbakekoblinger kan modelleres og kvantifiseres, noen kan indentifiseres, men ikke kvantifiseres, samt at noen sannsynligvis fremdeles er ukjente (veldig høy konfidens for mulige tilstandsendringer og for manglende kunnskap om tilbakekoblinger og potensielle tilstandsendringer).^[47]

Vanndamp er den primære klimagassen i atmosfæren. Avhengig av regnemetode er dens bidrag til drivhuseffekten anslått til å være to til tre ganger sterkere enn CO₂. Bidraget fra naturlig fordampning er betydelig større enn alle menneskeskapte bidrag til sammen.^[48] Hvis atmosfæren varmes opp, vil dampens metningstrykk øke, og mengden av vanndamp i atmosfæren vil øke. En økning i vanndampinnholdet vil føre til at atmosfæren varmes ytterligere opp, oppvarmingen fører til at atmosfæren kan holde på enda mer vanndamp, altså en positiv tilbakekobling. Dette vil fortsette videre til andre prosesser stopper prosessen, slik at likevekt oppstår. Resultatet er en mye større drivhuseffekt enn den som CO₂-utslippene skaper alene.^[49]

Fremtidige endringer av atmosfæren[rediger | rediger kilde]

Interne prosesser i atmosfæren og påvirkninger som gir endret strålingspådriv som vulkaner, klimagasser, ozon og aerosoler vil alle bidra til langsiktige endringer i atmosfærens sirkulasjon. Det er «sannsynlig» at den årlige gjennomsnittlige hadleysirkulasjonen og vestavindsbeltet ved midlere breddegrader på den sørlig halvkule vil bevege seg mot polene. Det er «sannsynlig» at bedringen av tilstanden for stratosfærisk ozon og samtidig konsentrasjonsøkning av klimagasser vil motvirke endringer av bredden på Hadleysirkulasjonen. Det samme gjelder meridional posisjon for stormmønstre på den sørlige halvkule. Derfor er det «usannsynlig» at disse sirkulasjonsmønstrene vil fortsette å utvide seg mot polene så raskt som i de siste tiårene (2014).^[50]

Gjennomsnittlig havnivåtrykk forventes å synke på høyere breddegrader, mens det motsatt forventes en økning på midlere breddegrader etter hvert som globale temperaturer stiger. I tropene vil hadley- og walkersirkulasjoner sannsynligvis svekkes. Det forventes at jetstrømmer ved middels breddegrader vil bevege seg mot polene. En endring på 1 til 2 breddegrader er «sannsynlig» mot slutten av det 21. århundre ved store klimagassutslipp (RCP8.5) for begge jordens halvkuler (medium konfidens), men med svakere endring på den nordlige halvkule. Det er vesentlig usikkerhet knyttet til prognoser for stormmønstre på den nordlige halvkule, spesielt i Nord-Atlanteren (lav konfidens). Hadleycellen vil sannsynligvis komme til å utvides, som betyr at den vil bli bredere og nå ut til større tropiske regioner. Videre betyr det en utvidelse mot polene og inntrenging i de subtropiske tørre sonene. I stratosfæren vil Brewer–Dobson-sirkulasjon «sannsynligvis» styrkes.^[51]

Fremtidig vær og klima[rediger | rediger kilde]

I de nærmeste årene (fra 2014) vil klimaet være lite følsomt for de forskjellige scenarier for fremtidige klimagassutslipp. Det er større følsomhet for usikkerhet relatert til aerosolutslipp, spesielt på regionale skalaer og for hydrologiske sykluser. I noen regioner vil lokal og regional nedbør, samt middels og ekstreme temperaturer, være mer påvirket av arealbruksendringer, mer enn av langtidstrendene for utslipp av drivhusgasser og aerosoler.^[52]

Ved slutten av det 21. århundre kan temperaturen øke til et nivå som jorden ikke har opplevd siden midten av pliocen, for rundt 3 millioner år siden.^[53] På den tiden antyder modellberegninger at den midlere globale temperaturen var rundt 2–3 °C varmere enn førindustrielle temperaturer. Selv en økning på 2 °C over førindustrielt nivå vil være utenfor det temperaturområdet som menneskelig sivilisasjon noen gang har erfart, dette i henhold til en artikkel fra NASA.^[54]

Temperaturendringer frem mot år 2050[rediger | rediger kilde]

Det er «sannsynlig» at den globale gjennomsnittlige temperaturøkningen på jordoverflaten for perioden 2016–2035 vil ligge i området 0,3 °C til 0,7 °C, referert til perioden 1986–2005 (medium konfidens). Forutsetningene for dette er at det ikke oppstår fremtidige langsiktige endringer av solstrålingen, samt at det ikke kommer store vulkanutbrudd. Vulkanutbrudd vil gi betydelig midlertidig nedkjøling. Dette gjelder for alle scenarier for fremtidige klimagassutslipp.^[52]

En mulige fremtidig endring av solstråling kan påvirke vekstraten for den globale gjennomsnittlige temperaturøkningen på jordoverflaten, men denne innflytelsen vil være liten i forhold til påvirkningen fra økende konsentrasjoner av drivhusgasser i atmosfæren (høy konfidens).^[52]

Det er «veldig sannsynlig» at menneskeskapt oppvarming av overflatetemperaturen i løpet av de neste tiårene vil være raskere over landområder enn over hav, og det er «veldig sannsynlig» at oppvarming over Arktis om vinteren vil bli større enn den globale gjennomsnittlige oppvarmingen. Det er «sannsynlig» at i de neste tiårene vil hyppigheten av varme dager og varme netter øke i de fleste landområder, mens hyppigheten av kalde dager og netter vil reduseres. På grunnlag av modellsimuleringer forventes også økt varighet, intensitet og større utbredelse av hetebølger på kort sikt. Disse endringene kan ha en utvikling forskjellig fra den gjennomsnittlige oppvarmingen. For eksempel viser flere studier at europeiske sommertemperaturer med så høye persentiler at de til nå har vært sjeldne, kan forventes å øke i frekvens raskere enn gjennomsnittstemperaturen.^[52]

Temperaturendringer fra midten av det 21. århundret[rediger | rediger kilde]

Globale gjennomsnittstemperaturer vil fra midten av det 21. århundre få en sterkere avhengighet av scenariene for fremtidige klimagassutslipp. Relativt til gjennomsnittet i perioden1850–1900 er det prognosert at den globale temperaturer i gjennomsnitt i perioden 2081–2100 «sannsynlig» vil overstiger 1,5 °C for scenariene med medium til store klimagassutslipp (RCP4.5, RCP6.0 og RCP8.5) (høy konfidens) og vil «sannsynlig» overstige 2 °C for scenariene med store utslipp (RCP6.0 og RCP8.5) (høy konfidens). Temperaturendringer over 2 °C i forhold til 1850–1900 ved scenario med små utslipp (RCP2.6) er «usannsynlig» (medium konfidens). Oppvarming over 4 °C innen 2081–2100 er usannsynlig i alle scenarier for utslipp (høy enighet), bortsett fra scenario med store utslipp (RCP8.5) hvor det er «omtrent like sannsynlig som usannsynlig» (medium konfidens).^[55]

Det forventes at global gjennomsnittstemperatur over land vil øke mer enn endringer over havet ved slutten av det 21. århundre. Dette med en faktor som sannsynligvis vil ligge i området 1,4 til 1,7 (40 til 70 % forskjell i økningen). Om det ikke skjer en sterk reduksjon i den meridionale omveltningssirkulasjonen i Atlanterhavet, forventes det at den arktiske regionen vil bli mest oppvarmet (veldig høy konfidens).^[55]

Det er «nesten helt sikkert» at det på de fleste steder vil bli flere tilfeller av ekstrem varme og færre tilfeller av ekstreme kulde. Disse endringene forventes for ekstremer både på daglige og sesongmessige tidsskalaer. Det forventes økninger i hyppighet, varighet og graden av ekstrem varme. Imidlertid vil kalde vintre med lave temperaturer fortsatt opptre. Tyveårige returverdier for kaldt vær forventes å øke hurtigere enn vintermiddeltemperaturen i de fleste regioner, med de største endringene i returverdier for lave temperaturer på høye breddegrader. Tyveårige returverdier for varmt vær forventes å øke tilsvarende eller mer enn økningsraten for middeltemperaturer om sommeren i de fleste regioner. Under scenario med store fremtidige klimagassutslipp (RCP8.5) er det sannsynlig at det på de fleste landområder vil forekomme ekstrem varme med tyveårig returverdi oftere ved slutten av det 21. århundre (i det minste fordobling av frekvensen, men at det i mange regioner blir en årlig eller toårlig hendelse). Videre forventes det at tyveårig hendelser med kaldvær vil bli svært sjeldne.^[51]

Temperaturendringer etter år 2100[rediger | rediger kilde]

Global temperatur vil nå likevekt, men dette vil ta flere århundre eller årtusener selv om strålingspådrivet stabiliseres. Fortsatte utslipp av klimagasser etter år 2100, som i forlengelsen av scenariet RCP8.5, vil gi et totalt strålingspådriv over 12 W/m² innen år 2300. En stor del av klimaendringene er i stor grad irreversibel på en menneskelig tidsskala, med mindre det foretas tiltak for opptak av menneskeskapte klimagasser over en lengre periode.^[56]

Vedvarende utslipp av atmosfæriske menneskeskapte klimagasser etter år 2100, som i scenariet RCP2.6, gir et total strålingspådriv under 2 W/m² ved år 2300. Den prognoserte oppvarmingen for årene 2281–2300, i forhold til 1986–2005, er 0,0 °C til 1,2 °C for RCP2.6 og 3,0 °C til 12,6 °C for RCP8.5 (medium konfidens). Omtrent på samme måte som oppvarming etter et rask klimapådriv er forsinket, vil kjølingen etter en reduksjon av strålingspådrivet også være forsinket.^[56]

Noen aspekter ved klimaet vil fortsette å endres selv når temperaturen blir stabilisert. Prosesser relatert til vegetasjonsendring, forandringer i iskapper, oppvarming i havdypene og tilhørende havnivåstigning og potensielle tilbakekoblinger som for eksempel mellom hav og iskapper, har egne lange tidsskaler og kan føre til betydelige endringer i hundrevis til tusen år etter at den globale temperaturen er stabilisert.^[56]

Flere deler eller fenomener i klimasystemet kan potensielt utvise plutselige eller ulineære endringer, noe som en kjenner til har skjedd i fortiden. Noen eksempler er utbredelse av arktisk sjøis, Grønlandsisens utbredelse, størrelsen av regnskogen i Amazonas og endring av monsunvinder.^[56]

Fremtidige endringer av nedbør på kort sikt[rediger | rediger kilde]

Sonal gjennomsnittlig nedbør vil «svært sannsynlig» øke på høyere breddegrader, på noen steder ved midlere breddegrader, og vil «mer sannsynlig enn ikke» bli redusert i subtropene. På regional skala kan nedbørsendringer bli dominert av en kombinasjon av naturlig variasjoner, vulkansk pådriv og effekter av menneskeskapt aerosol.^[57]

I løpet av de neste tiårene (fra 2013) vil det «veldig sannsynlig» bli en økning i relativ luftfuktighet nær bakken. Det er sannsynlig at det vil bli økt fordampning i mange regioner.^[57]

På kort sikt er det sannsynlig at hyppighet og intensitet av ekstremnedbør vil øke over land. Disse endringene er primært drevet av økninger i atmosfærisk vanndampinnhold, men påvirkes også av endringer i atmosfærisk sirkulasjon. Virkningene av globale klimaendringer er mindre tydelig på regional skala, der endringene er sterkere påvirket av naturlige variasjoner. Her vil også fremtidige aerosolutslipp, påvirking fra vulkaner og arealbruksendringer spille inn.^[57]

Fremtidige endringer av nedbør på lang sikt[rediger | rediger kilde]

For hele jorden sett under et forventes det at den relative fuktigheten vil forbli nokså konstant, men spesifikk luftfuktighet vil øke (medium konfidens). Det er «nesten helt sikkert» at global nedbør på lang sikt vil øke samtidig som global gjennomsnittlig overflatetemperatur øker.^[59]

Endringer av gjennomsnittlig nedbør i en varmere verden vil oppvise store regionale variasjoner ved et scenario med store klimagassutslipp (RCP8.5). Noen regioner vil få en øking, andre regioner vil oppleve nedgang og noen vil ikke oppleve betydelige endringer i det hele tatt. Det generelle mønsteret for endringene tyder på at høye breddegrader «veldig sannsynlig» vil oppleve større nedbørsmengder på grunn av den økte spesifikke fuktigheten i en varmere troposfære, så vel som økt transport av vanndamp fra tropene ved slutten av det 21. århundre ved scenario RCP8.5. Mange tørre områder på midlere breddegrader og subtropiske regioner, samt halvtørre områder, vil «sannsynligvis» oppleve mindre nedbør. Mange områder med fuktig klima på midlere breddegrader vil trolig oppleve mer nedbør ved slutten av dette århundret ved scenario RCP8.5.^[59]

Over de fleste landområder ved midlere breddegrader og over fuktige tropiske regioner, vil ekstreme nedbørshendelser «veldig sannsynlig» bli mer intense og hyppigere i en varmere verden.^[59]

Fremtidig ekstremvær[rediger | rediger kilde]

Noen endringer i nærmeste fremtid (2016–2035), som for eksempel hyppigere varme dager, vil trolig være tydelig i nær fremtid, mens andre kortsiktige endringer,^[26] for eksempel mer intens tørke og tropiske sykloner, er mer usikre.^[60]^[61]

Langsiktige fremskrivninger (2081–2100) av fremtidige klimaendringer vil være forbundet med flere svært varme dager og færre kalde dager. Hyppighet, lengde og intensitet av hetebølger vil veldig sannsynlig øke over de fleste landområder.^[26]

Over nordlige landområder og fuktige tropiske områder på midlere breddegrader, vil hendelser med ekstrem nedbør «veldig sannsynlig» bli mer intense og hyppige. På midlere breddegrader og subtropiske tørre områder vil derimot midlere nedbør bli redusert.^[62] Dette har blitt kalt «våtere blir våtere og tørrere blir tørrere».^[63]

På kort sikt er det større naturlig innvirkning for stormmønstre på den nordlige halvkule, både når det gjelder styrke og retning. Virkningen av drivhusgasser har mindre betydning for dette (lav konfidens).^[50]

For tropiske sykloner beskrev klimapanelets femte hovedrapport fra 2013 at det er prognoser for endring av intensitet og hyppighet (lav konfidens). Den lave konfidensen for dette skyldes få studier av syklonaktivitet, forskjeller i rapporterte endringer og at fenomenet uansett har store naturlige variasjoner.^[50] Imidlertid beskriver Climate Science Special Report utgitt av U.S. Global Change Research Program fra 2017 at det generelt forventes en økning av hyppigheten av svært intense tropiske sykloner. For Atlanterhavet og Nord-Stillehavet forventes en økning av orkaner, mens tyfoner i den vestlige delen Nord-Stillehavet også forventes å øke. Dette gjelder intensitet (medium konfidens) og nedbørmengder (høy konfidens). Frekvensen av de mest intense stormene av dette slaget forventes å øke i Atlanteren og den vestlige delen Nord-Stillehavet (lav konfidens), samt den østlige delen av Nord-Stillehavet (medium konfidens).^[64]

Fremtidige endringer av kryosfæren[rediger | rediger kilde]

De potensielle virkningene av klimaendringer på den arktiske isen er at den «veldig sannsynlig» vil fortsette å krympe og bli tynnere hele året rundt i løpet av det 21. århundre. Dette i takt med at den årlige gjennomsnittlige globale overflatetemperaturen stiger. Det er også «sannsynlig» at Nordishavet vil bli nesten isfritt i september (definert som mindre enn 1 million km² fem år på rad) rundt år 2100 med et scenario med høye klimagassutslipp (RCP8.5) (medium konfidens).^[65] Et anslag fra det britiske Met office antyder at Nordishavet kan være isfritt om sommeren så tidlig som i år 2025–2030.^[66]

I løpet av det 21. århundre er det anslått at isbreer og snødekke fortsetter sin omfattende retrett. Opptil 85 % av volumet av verdens isbreer (utenom iskappene i Antarktis og Grønland) kan bli borte innen år 2100 for et scenario med store klimagassutslipp (RCP8.5). Betydelig mindre reduksjon (15 %) forventes for scenarier med begrensning av utslippene (RCP2.6) (medium konfidens).^[67]

Det er «veldig sannsynlig» at omfanget av snødekke om våren på den nordlige halvkule ved slutten av det 21. århundre vil være betydelig mindre enn i dag (2013) ved scenarier med store klimagassutslipp (høy konfidens).^[68]

Retrett av polare iskapper er en positiv tilbakekoblingsmekanisme ved at det blir redusert albedo, altså refleksjon av sollys, når iskappenes areal blir mindre. Sjøis dekker opp til 15 % av verdenshavene, global oppvarming har og vil fortsatt redusere sjøisens utbredelse. Havene reflekterer mindre sollys enn is gjør (lavere albedo), fordi havet er mye mørkere. Havene absorberer en stor del av det innkommende sollyset, mens sjøisen reflekterer opptil 90 % av solenergien ut i verdensrommet. Etter hvert som arealet av sjøisen gradvis minker, blir mer solenergi absorbert og jorden varmes enda mer opp. Delvis på grunn av nedgangen i sjøis og snø har den gjennomsnittlige årstemperaturen i Arktis økt nesten dobbelt så fort som i resten av verden, dette i henhold tilACIA-rapporten.^[69]

Fremtidige endringer i verdenshavene[rediger | rediger kilde]

Fremtidig økning av havnivået[rediger | rediger kilde]

Midlere globalt havnivå frem mot år 2050 forventes å øke med 0,05 m for alle scenariene for klimagassutslipp. Først for scenarier etter år 2050 forventes forskjeller i økningen. Når det gjelder perioden 2081–2100 forventes en midlere økning «sannsynligvis» 0,26–0,55 m for scenario med reduserte klimagassutslipp (RCP2.6), for lavere midlere scenario (RCP4.5) forventes 0,32–0,63 m, for høyere midlere scenario (RCP6.0) forventes 0,33–0,63 m og for kraftige økninger av utslippene forventes 0,45–0,82 m (RCP8.5) (medium konfidens). Alle estimatene for økning gjelder relativt til havnivået i perioden 1986–2005.^[70] I en rapport fra 2017 utgitt av U.S. Global Research Program sies det imidlertid at en havnivåstigning på 2,4 m innen år 2100 ikke kan utelukkes.^[6]

En betydelig økning over disse anslagene for fremtidig havnivåstigning kan, med dagens (2013) kunnskap, bare oppstå om det skjer store utglidninger av ishyller i Antarktis. Det er ikke konsensus innenfor kunnskapen vedrørende dette, dermed kan man heller ikke gi noen nøyaktige estimater for økning av midlere globalt havnivå. På den annen side er det ikke mulig at økningen bare på grunn av dette kan bli på flere desimeter i løpet av det 21. århundre (medium konfidens).^[71]

Det som gir det største bidraget til havnivåstigning i fremtiden er termisk ekspansjon av havvannet, som står for 30–55 % av totalen. Bidraget fra smeltevann fra isbreer står for 15–35 %, og innen år 2100 er det forventet at med scenario RCP2.6 vil 15–55 % av dagens (2014) volum av isbreer være smeltet. For scenario RCP8.5 forventes opptil 85 % av isbrevolumet å være smeltet innen år 2100 (medium konfidens). En forventer at økningen av overflatesmelting på Grønlandsisen vil overstige økningen av akkumulering, slik at massebalansen på dens overflate endres slik at den gir et positivt bidrag til havnivåstigning i løpet av det 21. århundre (høy konfidens).^[72]

Etter år 2100 vil «omtrent helt sikkert» det midlere globale havnivået fortsette å stige. Få modellberegninger er utført for dette, men det er estimert at med et scenario med reduserte utslipp som RCP2.6 langt ut i tid, vil havnivået være mindre enn 1 m over nivået relativt til førindustriell tid i år 2300. Derimot for et scenario med store utslipp som RCP8.5 forlenget langt frem, vil havnivået i år 2300 være 1 m til over 3 m høyere. På så lang sikt vil ikke lenger bresmelting gi noe bidrag, siden breene uansett vil ha lite volum igjen, derimot er det havvannets termiske ekspansjon som bidrar. Termisk ekspansjon av havvannet vil fortsette i flere århundre og årtusener. Det kan forventes at med økt havnivå etter år 2100 vil overflatesmelting av is i Antarktis øke mer enn økning i akkumulasjon.^[73]

En fullstendig nedsmelting av Grønlandsisen som et verst tenkelig scenario vil resultere en havnivåøkning på 7 m. Det er høy konfidens for at en temperaturøkning over en viss terskelverdi kan få Grønlandsisen til å smelte i løpet av et årtusen. I klimapanelets femte hovedrapport er denne terskelverdien for global temperaturøkning, i forhold til førindustrielle temperaturer, estimert til å være større enn 1 °C og mindre enn 4 °C (medium konfidens). En tror at med reduserte temperaturer kan Grønlandsisen komme til å vokse igjen i en fjern fremtid. Imidlertid kan det tenkes at det finnes flere stabile tilstander for dens utbredelse, dette på grunn av samvirke med lokalt klima. Dermed kan det være at deler av istapet er irreversibelt.^[73]

I motsetning til Grønlandsisen er ikke fremtidig havnivåstigning selvbegrensende for tap av is fra Antarktis. På Grønland vil nemlig bretunger ut i fjordene etter hvert trekke seg tilbake og ikke lenger være påvirket av havnivåstigning. Dette i kontrast til Antarktis hvor store ishyller hviler på fjell som skråner jevnt ut mot havet. Dermed vil stigende havnivå kunne få is til å kalve ut i havet. Dermed vil havet spille inn for å øke ustabiliteten i visse sektorer. Kunnskapen om dette er begrenset, men det kan forventes at om dette skjer vil det ta tusenvis av år før ny is dannes. Dette på grunn av meget lite nedbør over Antarktis, i tillegg til at brebevegelsen i indre deler av Antarktis går sakte. En implikasjon av dette er at om det skulle skje et betydelig istap i Vest-Antarktis vil dette være en irreversibel hendelse på en tidsskala fra flere århundrer til tusenvis av år.^[73]

Fremtidige endringer av maksimalt havnivå og bølger[rediger | rediger kilde]

Frem mot slutten av det 21. århundret er det «veldig sannsynlig» at det vil oppstå en signifikant økning av ekstreme havnivåer. Det menes vel stormflo? Dette vil primært skyldes at det globale gjennomsnittlige havnivået øker (høy konfidens). Det er usikkert om dette vil føre til økt regionalt havnivå ved stormflo.^[74]

Der er «sannsynlig» at årlig gjennomsnittlig bølgehøyde vil øke i Sørishavet, dette som et resultat av høyere vindhastighet (medium konfidens). Ellers er det stor usikkerhet rundt fremtidig bølgehøyder i havområdene.^[74]

Fremtidig oppvarming av havet[rediger | rediger kilde]

Fremtidig økning av temperaturen i de øverste lagene av havet vil føre til at varme transporteres ned i havdypene. Dette skjer både på grunn av de store havsirkulasjonene og i mindre skala på grunn av vannmiksing lokalt. Endrede havstrømmer kan føre til redistribuering av det eksisterende varmeinnhold, slik at selv om det oppstår en global gjennomsnittlig havoppvarming kan det oppstå nedkjøling lokalt. Med et scenario med små fremtidige klimagassutslipp (RCP2.6) forventes en oppvarming av havets overflate på 1 °C, mens med store utslipp (RCP8.5) forventes en oppvarming over 3 °C ved slutten av det 21. århundre. Miksing og adveksjon (varmetransport i væske) vil gradvis føre varmen ned til havdyp på 2000 m i slutten av århundret. For scenario RCP2.6 forventes at havvannet globalt på 1000 meters dybde kan bli 1 °C varmere, mens med scenario RCP8.5 forventes en oppvarming på 1,5 °C.^[68]

Selv med en oppvarming av havet på global skala, forventes en mindre nedkjøling av nordlige havdyp på 1000 m på midlere og høye breddegrader i slutten av det 21. århundre. Omvendt forventes en markert havoppvarming i dypet av Sørishavet.^[68]

Fremtidig havforsuring[rediger | rediger kilde]

Under alle de fire fremtidige scenariene for klimagassutslipp vil havet fortsette å ta opp enda mer CO₂ frem mot år 2100 (veldig høy konfidens). Imidlertid vil havet i fremtiden bli en mindre mottager av CO₂ (karbonsluk) etter hvert som atmosfærens CO₂-konsentrasjon øker.^[75] Dette fremtidige CO₂-opptaket i havet vil føre til ytterligere havforsuring. Dette gjelder både i havets overflate og på sikt også lengre ned i havdypet. Med scenario med begrenset fremtidig klimagassutslipp (RCP2.6) forventes en reduksjon av havets pH verdi på 0,065 (intervall 0,06–0,07) i år 2100, mens scenario med kraftig økning (RCP8.5) forventes en reduksjon på 0,31 (intervall 0,30–0,32) pH.^[76]

CO₂ i atmosfæren vil for en stor del tas opp av havet via kjemiske prosesser som omformer gassen til karbonater i form av kalksteiner (blant annet kalsiumkarbonat), samtidig skjer forsuring av havet. Hvor fort dette vil gå er usikkert, blant annet er det avhengig av hvilke andre endringer som skjer i havet på grunn av global oppvarming. Havforskeren David Archer publiserte i 2005 en artikkel der det sies at etter noen hundre år vil en stor del av CO₂ være oppløst i havet, men selv etter 100 000 år vil vil det være en andel på noe over 5 % igjen.^[77]

Når det gjelder innholdet av oppløst oksygen i havet forventes «veldig sannsynlig» en reduksjon på noen få prosent fremover mot år 2100, dette som en respons på økende oppvarming. Modellsimuleringer antyder at reduksjonen først og fremst skjer i overflatevann i havområder på midlere breddegrader. Årsaken er endret lagdeling i vannmassene, redusert lufttilgang og oppvarming. Det er liten konsensus om omfanget av hypoksiske (oksygenmangel) og suboksiske (lite oksygen) vann på åpent hav fordi det er store usikkerheter for utviklingen av mulige biokjemiske effekter og havdynamikk i tropene.^[78]

Sammensatte hendelser[rediger | rediger kilde]

Skogbrann i Bitterroot National Forest i Montana, USA. Skogbranner er et økende problem i USA, og det amerikanske landbruksdepartementet frykter at skogene i landet innen år 2050 kan være svært utsatt for skogbranner. Dette i en så stor grad at skogene vil representere et nettobidrag til CO₂-utslipp, ikke et sluk slik som nå. Dette på grunn av klima-
endringer relatert både til temperatur og endrede nedbørsmønstre.^[79]
Foto: U.S. Department of Agriculture

Sammensatte hendelser og overskridelse av vippepunkter utgjør to potensielle overraskelser for fremtidige klimaendringer. Slike hendelser kan være vanskelige å håndtere og øker desto større innflytelse menneskeskapt påvirkning av klimasystemet får.^[80]

Forskjellige typer sammensatte hendelser[rediger | rediger kilde]

Sammensatte ekstreme hendelser^[a] er en betegnelse på flere ekstremhendelser som oppstår samtidig eller i tett rekkefølge. De kan hende på samme geografiske sted, eller flere steder i et land eller rundt om i verden. Sammensatte hendelser kan bestå av flere ekstreme hendelser, eller hendelser som i seg selv ikke er ekstreme, men sammensatt blir det. Et eksempel er en varmebølge sammen med tørke (uteblivelse av nedbør). Det er også mulig at nettoeffekten av slike hendelser er mindre enn summen av enkelthendelsene fordi effektene av dem kansellerer hverandre. Ut fra et risikoperspektiv er det hendelser som adderes eller endog multipliseres som bekymrer.^[81]

Visse områder er spesielt utsatt for sammensatte hendelser. Eksempel på dette er områder hvor det både kan oppstå elveflom ved snøsmelting og stormflo, altså høyvann på grunn av uvær ved kysten. En annen hovedtype av sammensatte hendelser er fenomener med utspring i samme pådriv. Et eksempel er naturlige sykluser som El Niño–sørlig oscillasjon og store sirkulasjonsmønstre i klimasystemet.^[81] En tredje type sammensatte hendelser kan oppstå mellom adskilte hendelser som gjensidig forsterker hverandre. Eksempel på dette er tørke og hetebølge som samvirker med jordfuktighet og evaporasjon (fordampning fra bakken).^[82]

I sørvestre deler av USA fryktes det at varmere somre og tørke vil bli mer intense på grunn av mer evaporasjon fra bakken og tilhørende uttørkning. Et annet fenomen på grunn av sammensatte hendelser som fryktes i USA er flere skogbranner. Økt variasjon i nedbør kan føre til lengre perioder med tørke, sammen med temperaturøkning og liten fuktighet. Skogbranner som følges av styrtregn kan gi jordskred og erosjon. Slike hendelser kan gi kraftig bidrag til utslipp av klimagasser, noe en så ved skogbrannen i Fort McMurray i Canada i mai 2016. Et tredje eksempel fra USA er flom på grunn av snøsmelting eller nedbør, forsterket av høye temperaturer. Dette leder videre til høyt grunnvannsnivå, vannmettet jord og flom i elver, som sammen med stormvær gir oversvømmelser, selve om uværet inntreffer mange dager etter snøsmeltingen eller stor nedbør.^[82]

Overraskelsesmomentet med sammensatte værhendelser[rediger | rediger kilde]

Sammensatte hendelser kan overraske på flere måter. For det første kan hendelser av denne typen gjenta seg, men være sterkere, vare lengre og ha større utbredelse enn tidligere hendelser. De vil også fremtre som overraskende om de ikke så lett lar seg simulere i modeller for å forutsi fremtidige hendelser. Et slikt scenario er flere samtidige tørkeperioder i viktige jordbruksområder i et land eller flere steder i verden. Dermed kan dette bli en utfordring for matsikkerheten. For det andre kan det komme overraskende sammensatte hendelser som ikke tidligere har inntruffet, eller får større hyppighet. Eksempel på en slik hendelse er orkanen Sandy som ble veldig sterk og ga ekstrem stormflo på grunn av havnivåstigning, unormal høy sjøtemperatur og flo. Samtidig var det et blokkerende høytrykk ved Grønland som dirigerte orkanen inn over land.^[82]

Plutselige og irreversible endringer[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Vippepunkt (klima)

Økende oppvarming øker sannsynligheten for alvorlige, gjennomgripende og irreversible konsekvenser. Noen risikoer på grunn av klimaendringer er betydelige ved 1 °C eller 2 °C over førindustrielle nivåer. Risikoer på grunn av klimaendringer er høye til meget høye ved en global gjennomsnittlig temperaturøkning på 4 °C eller mer over førindustrielle nivåer. Dette gjelder alvorlige og omfattende innvirkning på unike og truede systemer, betydelig utryddelse av arter, store farer for global og regional matsikkerhet, og kombinasjonen av høy temperatur og fuktighet som gjør normale menneskelige aktiviteter vanskelige. Dette gjelder blant annet arbeid som matdyrking eller utendørsarbeid i enkelte områder til ulike tider av året (høy konfidens).^[83]

Tilbakekoblingsmekanismer og vippepunkter i klimasystemet[rediger | rediger kilde]

Brå klimaendringer defineres som en storskala endring i klimasystemet som foregår over noen få tiår eller mindre, og som fortsetter (eller forventes å fortsette) i minst noen tiår, og forårsaker betydelige forstyrrelser i menneskelige og naturlige systemer. En rekke deler eller fenomener i jordsystemet har blitt foreslått som potensielt å ha kritiske vippepunkter eller terskelverdier, der brå eller ikke-lineære overganger til en annen tilstand følger. Klimapanelets femte hovedrapport definerer en forstyrret tilstand som irreversibel på en gitt tidsskala hvis tiden for gjenoppretting fra denne tilstanden, på grunn av naturlige prosesser, er betydelig lengre enn tiden det tar for systemet å nå denne forstyrrede tilstanden. I den sammenheng er de fleste aspekter av klimaendringene som følge av menneskeskapte CO₂-utslipp irreversible på grunn av den lange oppholdstiden til CO₂ i atmosfæren og den resulterende oppvarmingen.^[46]

De eksakte nivåene av klimaendringer som er tilstrekkelig til å utløse vippepunkter er usikre, men risikoen forbundet med å krysse flere vippepunkter i jordsystemet eller i sammenhengende menneskeskapte- og naturlige systemer øker med økende temperatur (medium konfidens).^[83]

Svekkelse av den meridionale omveltningssirkulasjonen i Atlanterhavet[rediger | rediger kilde]

I verdenshavene er det sterke strømninger som transporterer varme fra lave til høye breddegrader. Det har vært studier som har påvist muligheten for at Golfstrømmen kan svekkes på grunn av global oppvarming. Andre studier derimot har ikke gitt grunnlag for at en slik svekkelse kan skje. Om en slik svekkelse vil inntreffe vil det virke som en negativ tilbakekobling for områder i Nord-Atlanteren, ved at mindre varme transporteres fra sørlige farvann.^[84] En mekanisme for denne svekkelsen er at tilførsel av smeltevann fra Grønlandsisen og ut i havet vil redusere dypvanndannelsen (at havvannet synker på grunn av naturen til såkalt termohalin sirkulasjon) i Nord-Atlanteren. Disse mekanismene er ikke godt forstått.^[85]^[86] En stans av Golfstrømmen vil føre til en sterk nedkjøling av hele Vest-og Nord-Europa, samt påvirke klimaet i Nord-Amerika. Hvis jordens temperatur fortsetter å stige, kan lignende endringer i andre havstrømmer med vidtgående konsekvenser oppstå over tid, dette ifølge en artikkel av den tyske oseanografen Stefan Rahmstorf.^[87]^[88]

Klimapanelets femte hovedrapport sier at det er «veldig sannsynlig» at den Atlantiske termohaline sirkulasjon vil svekkes i løpet av det 21. århundre. Det beste estimatet er en reduksjon på 11 % (usikkerhetsområde 1 til 24 %) med et scenario med lave klimagassutslipp (RCP2.6), mens reduksjonen kan bli 34 % (usikkerhetsområde 12 til 54 %) for scenariet med kraftig økning av utslippene (RCP8.5). Imidlertid er det veldig usannsynlig at den termohaline sirkulasjonen skal kunne gjennomgå en plutselig endring eller kollaps frem mot år 2100.^[89] Det kan derimot ikke utelukkes at dette kan skje etter år 2100 ved scenario med svært store klimagassutslipp.^[90]

En svekkelse av den meridionale omveltningssirkulasjonen i Atlanterhavet vil kunne skape en ny tilstand som setter igang en alvorlig tilbakekoblingsmekanisme. Dette fordi havet da vil absorbere mindre varme og CO₂ fra atmosfæren.^[88]

En tror at El Niño – sørlig oscillasjon, som er drevet at tilbakekoblinger i hav- og atmosfæresirkulasjoner i Stillehavet, også kan ha et vippepunkt. Simuleringer har vist at oppvarming kan forårsake at terskelverdier overskrides, noe som gjør at overgangen mellom El Niño og La Niña reduseres. Dette kan i så fall få betydning for klimaet i mange regioner rundt Stillehavet.^[91]

Iskapper[rediger | rediger kilde]

Vedvarende massetap på grunn av smelting fra iskapper vil føre til økende havnivå, og en del av dette massetapet kan være irreversibel. Vedvarende global oppvarming over enn viss terskelverdi vil føre til et nesten fullstendig tap av innlandsisen over Grønland. Dette kan ta et årtusen eller lengre, og fører til havnivåstigning på opptil 7 meter (høy konfidens). Nåværende (2014) estimater antyder at terskelverdien er større enn cirka 1 °C (lav konfidens), men mindre enn 4 °C (medium konfidens) med global oppvarming i forhold til førindustrielle temperaturer.^[8]

Ismassene som hviler på fjell under havnivå i Antarktis, såkalte isbremmer, vil om de smelter, ha potensial til øke havnivået med 23 m. Isen her kan kollapse forårsaket av tilbakekoblinger relatert til mekanismer mellom hav og is på den ene siden og mellom is og underliggende fjell på den andre. Tiden for dette er hundrevis eller tusenvis av år.^[93] Til nå (2013) har en observert at senkning av isen ved Pine Island og Thwaitesbreen i Vest-Antarktis og ved Totten- og Cookbreen i Øst-Antarktis. I tillegg er det observert isflak som brytes opp fra den nordlige delen av Antarktis. Dette har hatt liten betydning for havnivåstigning. Imidlertid er forståelsen av disse prosessene mangelfulle. En tror at fremtidige klimaendringer over flere hundre år kan føre til storskala instabilitet og kollaps av ismassene i Antarktis.^[8]^[94]

At en nær fullstendig nedsmelting av Grønlandsisen eller isen i Vest-Antarktis skal kunne skje i løpet av det 21. århundre er ut fra dagens kunnskap vurdert til å være «helt usannsynlig».^[90]

Karbonlagre i landområder med permafrost[rediger | rediger kilde]

I områder med permafrost er den frosne delen av jordsmonnet dekket av et lag med jord som tiner om sommeren, og hvor plantevekster og andre livsformer har sitt habitat. Om temperaturen vår og sommer øker, vil tiningen gå dypere og biologiske prosesser som forråtnelse kan finne sted. Dette frigjør karbon til atmosfæren, men på den annen side vil varmere somre føre til økt plantevekst, noe som igjen kan gi større opptakt av karbondioksid på grunn av plantenes fotosyntese.^[95]^[96]

Lagret av karbon i jordsmonn med permafrost er anslått til å utgjøre to ganger all karbon i atmosfæren. Tiden for å bygge opp dette karbonlagret er svært lang, mens en mulig tining og frigivelse av karbon ved et varmere klima vil ta kortere tid. På grunn av denne forskjellen er dette vurdert som en irreversibel endring. Slike prosesser med frigivelse av karbon kan gi utslipp av CO₂ eller (CH₄ (metan), og foregå over tidsskalaer på hundrevis til tusenvis av år. Observasjoner tyder på at disse prosessene allerede skjer, og at store områder med permafrost varmes opp og tiner. Imidlertid er det stor usikkerhet relatert til mekanismene som skjer i permafrostområder ved tining. I løpet av det 21. århundre kan det oppstå et nettobidrag av karbon fra permafrostområder til atmosfæren ved scenarier med fremtidig oppvarming (lav konfidens).^[90]

Tropisk regnskog[rediger | rediger kilde]

Satellittbilde av regnskogen i Amazonas. Nederst til høyre og nederst i senter av bildet er det tydelig at avskoging og dyrking foregår, dette sees av de rektangulære formene som avgrenser tomter. Brann er et vanlig middel for å rydde land og denne typen svedjebruk har en ødeleggende virkning på plante- og dyresamfunn, så vel som de innfødte i skogene. Bilde viser også branner (røde prikker) og tykk røyk er synlig nederste venstre bilde. Det er lite kunnskap om arealbruksendringer, varmere klima, mindre nedbør og andre endringer vil føre til redusert biomasse i regnskoger og overgang til annen vegetasjonstype (*caatinga*).
Foto: NASA

Tropisk regnskog får store sesongmessige nedbørsmengder. Tørke forekommer også en del av året. Med dagens klima skjer den sterkeste veksten under tørkeperioden, og vann lagret i grunnen fra tidligere regntid trekkes opp. En endring kan skje om tørkeperioden blir lengre, da kan regnskog tørkes ut og omdannes til en vegetasjonstype kalt caatinga. Imidlertid kan økt CO₂-konsentrasjon føre til en gjødslingseffekt som gir regnskogen større motstandskraft, slik at den kan motstå lengre tørkeperioder. Skogbranner kan øke i omfang ved tørke. Her kan menneskelige aktiviteter være forsterkende, slike branner får motsatt virkning av gjødslingseffekt, dermed vil motstandskraften mot varmere klima heller svekkes. Dette er mekanismer som gir plutselige og irreversible endringer i økosystemet.^[97]

De forventede forandring av klima og biom (biologiske samfunn) i disse områdene som påvirker utbredelse av denne vegetasjonstypen antyder at risikoen for at regnskogen i Amazonas skal dø ut er liten. Dette understøttes av at økning av CO₂-konsentrasjon gir gjødslingseffekt. Imidlertid er styrken av gjødslingseffekten på grunn av CO₂ noe det finnes lite kunnskap om. Kunnskapen om mulige kritiske terskler for regnskogen i Amazonas og andre steder som påvirkes av klimaendringer er liten. Det kan derfor ikke utelukkes at kritiske terskler overskrides på grunn av endringer i nedbørsmengde. Om kombinerte effekter av grenser for CO₂-gjødsling, varmere klima, redusert nedbør og effekter av arealbruksendringer kan føre til redusert biomasse i regnskoger, er et spørsmål som er dårlig besvart.^[97]

Boreale skoger[rediger | rediger kilde]

Feltobservasjoner og biogeokjemiske modelleringer tyder på at områder med boreal barskog kan tippe over i en annen vegetasjonstilstand ved varmere klima, men usikkerheten for dette er svært stor. Dette skyldes kunnskapshull om økosystemet og den plantefysiologiske responsen på oppvarming. Hovedresponsen er mulig utbredelse av boreale skoger nordover, samt en potensielle overgang fra tømmerskog til skog- eller gressletter i tørre sydlige deler av kontinentene. Dette fører til en samlet økning til et vegetasjonsdekke med planter i de berørte delene av den boreal sonen.^[97]

De foreslåtte potensielle mekanismene for redusert skogvekst og/eller økt dødelighet for skog er: Økt stress ved tørke ved varmere somre i regioner med lav jordfuktighet, uttørking av unge trær med grunne røtter på grunn av perioder med sommertørke i de øverste jordlagene. Dette gir dårlige forhold for fornyelse av skogen og skader på bladvev på grunn av høye bladtemperaturer når de høyeste sommertemperaturer oppstår i et varmere klima. I tillegg kommer økte insektangrep, flere planteetere og brann som ødelegger skadede trær. Balansen i effekter som styrer biomasse, branntype og frekvens, tinedybde for permafrost, snøvolum og jordfuktigheten forblir usikker. Potensielle kritisk terskler for boreale skoger er ekstremt usikker, at det eksisterer slike terskler kan for tiden (2013) ikke utelukkes.^[97]

Permanent reduksjon av sjøis[rediger | rediger kilde]

Undersøkelser av observasjonsdata og modellberegninger gir hentydninger om at den sterke reduksjonen av Arktis sjøis kan nå et vippepunkt, eller at dette allerede har skjedd. Imidlertid er det store naturlige variasjoner over tiår og hundreår, mens de korte måleseriene er gjort over bare noen få tiår. Det er derfor vanskelig å trekke slutninger. I noen klimaprognoser er nedgangen i utbredelsen av arktisk sjøis ikke gradvis, men er karakterisert av sterk reduksjon av is med sykluser 5–10 år. Disse abrupte reduksjonene er nødvendigvis ikke noe som underbygger at det eksisterer vippepunkter i systemet, eller innebærer en irreversibel oppførsel.^[97] Det er derfor ikke noe som tyder på at det evige isdekke skal kunne få en overgang der videre tap av sjøis er ustoppelig og irreversibel.^[98]

Overgang til et regime med langvarig tørke[rediger | rediger kilde]

Simuleringer av fremtidig klima viser at det kan oppstå utbredd langvarig tørke, såkalt megatørke, over det meste av sørvestlige Nord-Amerika og flere andre subtropiske regioner i midten og mot slutten av det 21. århundre. Noen studier antyder at slik tørke allerede har inntrådt i det sørvestlige Nord-Amerika, mens andre undersøkelser tyder mer på at redusert nedbør i disse områdene skyldes naturlige variasjoner.^[98]

I tidligere geologiske perioder har det vært langvarige tørke i sørvestre deler av Nord-Amerika bestemt av naturlige årsaker. Klimamodeller viser at denne regionen vil gjennomgå overgang til å bli tørrere. Dette som del av en generell tørking og utbredelse av de subtropiske tørre klimatyper mot polene, drevet av stigende drivhusgasser. På grunn av den svært lange levetiden for menneskeskapt CO₂ i atmosfæren, vil slik tørke på grunn av global oppvarming i stor grad være irreversibel på en tidsskala av årtusener. Noen studier har vist at om klimagassutslippene blir sterkt redusert, vil tørrere klima i Nord-Amerika, Sør-Europa og vestlige deler av Australia fortsette i lang tid. Dette mener en skyldes varmere klima som vedvarer over lengre tid, ikke endringer av selve vannets kretsløp.^[98]

Brå endring av monsuner[rediger | rediger kilde]

Monsun er et sesongmessig skifte av vindretning. Fenomenet er kjennetegnet med et markert årlig variasjonsmønster som skyldes ulik årlig temperaturvariasjon over land og hav.^[99] En rask overgang til et grønt Sahara har blitt simulert i en klimamodell på grunn av en rask økning av klimagasser og endring av monsunmønstre. En brå endring av Saharas vegetasjon skjedde i de yngre dryas og var knyttet til en rask svekkelse av den meridionale omveltningssirkulasjonen i Atlanterhavet. At dette skal kunne skje i det 21. århundre som en konsekvens av global oppvarming regnes som «helt usannsynlig».^[100]

Mange studier med kombinert hav-atmosfæremodeller har undersøk muligheten for en menneskeskapt påvirkning av den indiske monsun. Når pådriv fra den forventede økte konsentrasjonen av klimagasser tas med viser flertallet av disse studiene en intensivering av nedbør knyttet til den indiske sommermonsunen. Til tross for intensiveringen av nedbør, viser flere av disse modellstudiene likevel en svekkelse av sirkulasjonen tilknyttet sommermonsunen. Det er også påvist at menneskeskapte aerosoler har betydning for svekkelse av den.^[100]

Gitt at effekten av økt regional atmosfærisk belastning av aerosoler motvirkes av den samtidige økningen av klimagasser, er det «usannsynlig» at en plutselig overgang til et regime med tørrere sommermonsun vil bli utløst i det 21. århundre.^[100]

Metanutslipp til atmosfæren fra klatrat[rediger | rediger kilde]

Metanklatrat, også kalt metanhydrater, er en form for is som inneholder store mengder metan (CH₄) i sin krystallstruktur. Svært store forekomster av metanklatrat finnes under sedimenter på havbunnen visse steder på jorden. Frigivelse av disse metanlagrene er noe som potensielt kan gi stor økning av drivhuseffekten.^[101] Denne frigivelsen tror en kan finne sted ved varmere havvann, men på den annen side kan høyere havnivå føre til stabilisering av disse lagrene.^[90]

De globale avsetningen av metanklatrat er estimert til 500–3000 Gt C.^[102]^[103] Til sammenligning er de påvist kullreserver i verden 900 Gt.^[104]

En plutselig og stor destabilisering av metanklatrat i havet eller på landjorden vil kunne være katastrofalt og representere en stor positiv tilbakekoblingsmekanisme, men er vurdert til å være en «veldig usannsynlig» hendelse i det 21. århundre. På en tidsskala på flere årtusen kan dette imidlertid være en potensiell positiv tilbakekoblingsmekanisme på menneskeskapte klimaendringer. På grunn av den store forskjellen for tidsskalaene for henholdsvis dannelse og frigivelse av metan fra metanklatrat, er dette en irreversibel prosess.^[105]

Risiko for plutselige og irreversible hendelser med høy oppvarming[rediger | rediger kilde]

Risiko for storskala brå hendelser som beskrevet over, altså isoppløsning, metanutslipp fra klatrat, og utbrudd av langvarig tørke i områder som sørvestlige deler av Nord-Amerika, samt overgang til nye regimer for økosystemer, er høyere med økt oppvarming. Vedvarende oppvarming som er større enn en viss terskelverdi, vil føre til et nesten fullstendig tap av Grønlandsisen over et årtusen eller mer, noe som gir en global gjennomsnittlig havnivåøkning på inntil 7 m (høy konfidens). Nåværende estimater indikerer at terskelen er større enn cirka 1 °C (lav konfidens), men mindre enn cirka 4 °C (medium konfidens) for global gjennomsnittlig oppvarming. Det er mulig at det kan oppstå en plutselig og irreversibel forsvinning av is i havområdene i Antarktis som følge av klimaforstyrrelser, men nåværende (2014) kunnskap er utilstrekkelig til å gjøre tallmessige vurderinger.^[106]

Forventede fremtidige effekter for biologiske- og menneskeskapte systemer[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Sosiale konsekvenser av global oppvarming

De fysiske endringene av jordens klimasystem får alvorlige konsekvenser for biologiske- og menneskeskapte systemer. På grunn av usikkerheten i fremtidige klimagassutslipp er det også de fremtidige konsekvensene for mennesker og natur usikre. Klimaendringene vil forsterke eksisterende klimarelaterte risikoer og skape nye farer for naturlige og menneskelige systemer. Risikofaktorene avhengiger av størrelsen og hastigheten av klimaendringene. Sårbarhet og eksponeringen for sammenkoblede menneskelige- og naturlige systemer vil også ha betydning. Noen av disse risikoene vil være begrenset til en bestemt sektor eller region, og andre vil forårsake uforutsigbare kjedereaksjoner. I mindre grad antar forskere klimaendringer også ha noen potensielle fordeler.^[107]

Klimapanelet deler fremtidige risikoer på grunn av klimaendringer inn i flere såkalte nøkkelrisikoer. Alle disse har høy konfidens. Disse har å gjøre med risikoer relatert til menneskers liv og helse.^[108] Mange av disse risikoene utgjør spesielle utfordringer for de minst utviklede landene og sårbare samfunn, dette på grunn av begrensede evne til å håndtere endringene.^[83]

Nøkkelrisikoer

Risiko for død, skade, svekket helsetilstand eller tapt levebrød i lavtliggende kystsoner og små øyer i utviklingsland og andre småøyer, på grunn av stormflo, oversvømmelse og stigende havnivå.^[108]
Risiko for alvorlig svekket helsetilstand og tapt levebrød i urbane områder med stor befolkning på grunn av flom i noen regioner.^[108]
Systemiske risikoer på grunn av ekstreme værforhold som fører til skader på nettverk av infrastruktur og kritiske tjenester som elektrisitet, vannforsyning og helse- og beredskapstjenester.^[108]
Risiko for økt dødelighet og sykdom i perioder med ekstrem varme, spesielt for de sårbare i urbane områder og for mennesker som jobber utendørs i urbane eller landlige områder.^[108]
Risiko for usikkerhet for matforsyning og sammenbrudd i systemer for distribusjon av mat knyttet til oppvarming, tørke, oversvømmelse, nedbørsvariasjon og ekstrem nedbør, spesielt for fattige befolkninger i både urbane og rurale områder.^[108]
Risiko for tap av marine- og kystøkosystemer, biologisk mangfold og økosystemtjenester, funksjoner og tjenester som disse gir for levebrød for befolkningen i kystnære områder, spesielt for fiskerisamfunn i tropene og i Arktis.^[108]
Fare for tap av vannbaserte økosystemer på landjorden, biologisk mangfold og økosystemtjenester, funksjoner og tjenester som gir levebrød for befolkningen i slike områder.^[108]

Graden av oppvarming øker sannsynligheten for alvorlige, gjennomgripende og irreversible konsekvenser. Noen risikoer på grunn av klimaendringer er betydelige ved 1 °C eller 2 °C over førindustrielle nivåer. Globale klimaendringer gir høy risiko ved global gjennomsnittlig temperaturøkning på 4 °C eller mer. Dette gjelder alvorlig og omfattende innvirkning på unike og truede systemer, betydelig artsutryddelse, samt stor risiko for global- og regional matsikkerhet.^[83]

Noter[rediger | rediger kilde]

Type nummerering

^ Engelsk: «Compound Extremes», usikkert om norsk term finnes.

Referanser[rediger | rediger kilde]

^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 36.
^ ^a ^b ^c Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 6.
^ ^a ^b ^c Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 40.
^ Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 37–50.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 4.
^ ^a ^b Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 10.
^ ^a ^b Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 56.
^ ^a ^b ^c Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 74.
^ Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 13.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 13.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 161.
^ Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 31.
^ ^a ^b ^c ^d ^e Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 162.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1076.
^ ^a ^b Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 180–181.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 181.
^ Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 39
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 183.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 196.
^ ^a ^b ^c Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 163 og 230.
^ ^a ^b Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 37.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 188.
^ Overpeck, J.T. (20. august 2008). «NOAA Paleoclimatology Global Warming – The Story: Proxy Data». NOAA Paleoclimatology Program – NCDC Paleoclimatology Branch.
^ North, Gerald R. m.fl. (2006). Surface Temperature Reconstructions for the Last 2,000 Years. Washington, D.C., USA: National Academy Press. ISBN 0-309-66144-7.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 204.
^ ^a ^b ^c Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 10.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 53.
^ ^a ^b Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 21.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 42.
^ ^a ^b ^c Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 41.
^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 46.
^ Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 40.
^ Peter D. Noerdlinger; Kay R. Brower (2007): The melting of floating ice raises the ocean level. In: The Geophysical Journal International, 170, S. 145–150, doi:10.1111/j.1365-246X.2007.03472.x [1]
^ Doney, Scott og Levine, Naomi (29. november 2006). «How Long Can the Ocean Slow Global Warming?». Woods Hole Oceanographic Institution. Besøkt 7. mai 2018.
^ J.-P. Gattuso m.fl. (3. juli 2015). Contrasting futures for ocean and society from different anthropogenic CO₂ emissions scenarios. 349. Science. doi:10.1126/science.aac4722.
^ Schubert, Renate m.fl. (2006). Die Zukunft der Meere – zu warm, zu hoch, zu sauer (PDF). Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen. ISBN 3-936191-13-1. Arkivert fra originalen (PDF) 14. mai 2018. Besøkt 7. januar 2019.
^ «Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide» (PDF). Royal Society. juni 2005. Besøkt 7. mai 2018.
^ NSF, NOAA und USGS (2006): Impacts of Ocean Acidification on Coral Reefs and Other Marine Calcifiers: A Guide for Future Research «Arkivert kopi» (PDF). Arkivert fra originalen (PDF) 20. juli 2011. Besøkt 17. februar 2012.
^ ^a ^b Pachauri: Climate Change 2014 Synthesis Report side 41.
^ ^a ^b Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 28.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 56–57.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 57.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 147–148.
^ ^a ^b Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 60
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 120–121.
^ ^a ^b Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1114.
^ Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 33.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 666.
^ 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.
^ ^a ^b ^c Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 80.
^ ^a ^b Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 90.
^ ^a ^b ^c ^d Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 85.
^ Jansen, Eystein og Overpeck, Jonathan. «Palaeoclimate, Sec. 6.3.2 What Does the Record of the Mid-Pliocene Show?». IPCC. Arkivert fra originalen 25. november 2013. Besøkt 7. januar 2019. IPCC AR4 WG1 2007.
^ Hansen, J.E, og M. Sato (juli 2011). «NASA GISS: Science Briefs: Earth's Climate History: Implications for Tomorrow». New York City, New York, USA: NASA GISS. Arkivert fra originalen 29. september 2019. Besøkt 7. januar 2019.
^ ^a ^b Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 89.
^ ^a ^b ^c ^d Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1033.
^ ^a ^b ^c Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 88.
^ Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 76–80.
^ ^a ^b ^c Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 91.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 986.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 992.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 10–11.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 984.
^ Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 22.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 995.
^ «Arctic sea ice 2012». Met office. 14. august 2014. Arkivert fra originalen 13. november 2017. Besøkt 7. mai 2018.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 62.
^ ^a ^b ^c Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1093.
^ Hassol, Susan Joy, m.fl. (2004). Impacts of a Warming Arctic – Arctic Climate Impact Assessment. Arctic Climate Impact Assessment. ISBN 0 521 61778 2.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 98.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 98–99.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 99.
^ ^a ^b ^c Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 100.
^ ^a ^b Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 101.
^ Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 93.
^ Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 94.
^ Archer, D. (2005). «Fate of fossil fuel CO₂ in geologic time». J. Geophys. Res. 110. Bibcode:2005JGRC..11009S05A. doi:10.1029/2004JC002625.
^ Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 95.
^ James M. Vose, David L. Peterson, and Toral Patel-Weynand (2012). Effects of Climatic Variability and Change on Forest Ecosystems: A Comprehensive Science Synthesis for the U.S. Forest Sector, Pacific Northwest Research Station (PDF). U.S. Department of Agriculture, Pacific Northwest Research Station. s. 46. Arkivert fra originalen (PDF) 23. august 2017. Besøkt 7. januar 2019.
^ Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 32.
^ ^a ^b Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 414.
^ ^a ^b ^c Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 415.
^ ^a ^b ^c ^d Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 62.
^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 55.
^ Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 56.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1115.
^ Rahmstorf, Stefan (2006). «Thermohaline Ocean Circulation» (PDF). Encyclopedia of Quaternary Sciences. Arkivert fra originalen (PDF) 3. juli 2007. Besøkt 8. mai 2018.
^ ^a ^b Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 27–28.
^ Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 60–62.
^ ^a ^b ^c ^d Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1116.
^ Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 418.
^ «Huge Antarctic iceberg poised to break away». BBC News. 6. januar 2017. Besøkt 6. januar 2017.
^ Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 420.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1175–1979.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 530.
^ Kevin Dennehy (30. november 2016). «Losses of soil carbon under global warming might equal U.S. emissions». Yale News. Besøkt 12. august 2017.
^ ^a ^b ^c ^d ^e Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1117.
^ ^a ^b ^c Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1118.
^ (no) «monsun» i Store norske leksikon
^ ^a ^b ^c Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1118–1119.
^ Archer, D (2007). «Methane hydrate stability and anthropogenic climate change». Biogeosciences Discuss. doi:10.5194/bgd-4-993-2007. Besøkt 8. mai 2018.
^ B. Buffet, D. Archer (2004): Global inventory of methane clathrate: sensitivity to changes in the deep ocean, i: Earth and Planetary Science Letters, Vol. 227, side 185–199, (PDF; 610 kB)
^ A. V. Milkov (2004): Global estimates of hydrate-bound gas in marine sediments: how much is really out there?, in: Earth-Science Reviews, Vol. 66, S. 183–197
^ «Quantifying energy – BP Statistical Review of World Energy» (PDF). BP. juni 2006. Besøkt 8. mai 2018.
^ Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1116–1117.
^ Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 63.
^ Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 62–63.
^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g ^h Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 59–62.

Litteratur[rediger | rediger kilde]

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 (engelsk). Geneva, Switzerland,: Intergovernmental Panel on Climate Change.
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) (engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change.
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 (engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change.
Edenhofer, Ottmar., m.fl., red. (2014). Climate Change 2014: Mitigation of Climate Change. Contribution of Working Group III to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF) (engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change. ISBN 978-1-107-05821-7.
Field, Christopher B., m.fl., red. (2014). 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) (engelsk). Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Intergovernmental Panel on Climate Change. ISBN 978-1-107-64165-5.
Hartmann, Dennis, m.fl. National Research Council (2003). Understanding Climate Change Feedbacks (PDF) (engelsk). Washington: The National Academies Press. ISBN 0-309-52744-9. doi:10.17226/10850. Arkivert fra originalen (PDF) 25. august 2017. Besøkt 7. januar 2019.
Wuebbles, Donald J., m.fl. (2017). Wuebbles, Donald J., m.fl., red. Executive summary. In: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. doi:10.7930/J0DJ5CTG.
Wuebbles, Donald J., m.fl., red. (2017). Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I (engelsk). Washington, DC, USA: U.S. Global Change Research Program. doi:10.7930/J0J964J6.

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]

(en) Global warming – kategori av bilder, video eller lyd på Commons

[81] Engelsk: «Compound Extremes», usikkert om norsk term finnes.

[TS36-1] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 36.

[WU6-2] Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 6.

[CC40-3] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 40.

[4] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 37–50.

[5] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 4.

[WUEX10-6] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 10.

[ReferenceA-7] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 56.

[ReferenceB-8] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 74.

[WUEX13-9] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 13.

[10] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 13.

[11] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 161.

[WUEX31-12] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 31.

[ST162-13] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 162.

[14] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1076.

[ST180181-15] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 180–181.

[16] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 181.

[17] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 39

[18] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 183.

[19] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 196.

[ST163-20] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 163 og 230.

[TS37-21] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 37.

[22] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 188.

[23] Overpeck, J.T. (20. august 2008). «NOAA Paleoclimatology Global Warming – The Story: Proxy Data». NOAA Paleoclimatology Program – NCDC Paleoclimatology Branch.

[24] North, Gerald R. m.fl. (2006). Surface Temperature Reconstructions for the Last 2,000 Years. Washington, D.C., USA: National Academy Press. ISBN 0-309-66144-7.

[25] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 204.

[ReferenceC-26] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 10.

[27] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 53.

[WUEX21-28] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 21.

[29] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 42.

[TS41-30] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 41.

[TS46-31] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 46.

[32] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 40.

[33] Peter D. Noerdlinger; Kay R. Brower (2007): The melting of floating ice raises the ocean level. In: The Geophysical Journal International, 170, S. 145–150, doi:10.1111/j.1365-246X.2007.03472.x [1]

[34] Doney, Scott og Levine, Naomi (29. november 2006). «How Long Can the Ocean Slow Global Warming?». Woods Hole Oceanographic Institution. Besøkt 7. mai 2018.

[35] J.-P. Gattuso m.fl. (3. juli 2015). Contrasting futures for ocean and society from different anthropogenic CO₂ emissions scenarios. 349. Science. doi:10.1126/science.aac4722.

[WBGU_2006-36] Schubert, Renate m.fl. (2006). Die Zukunft der Meere – zu warm, zu hoch, zu sauer (PDF). Wissenschaftlicher Beirat der Bundesregierung Globale Umweltveränderungen. ISBN 3-936191-13-1. Arkivert fra originalen (PDF) 14. mai 2018. Besøkt 7. januar 2019.

[37] «Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide» (PDF). Royal Society. juni 2005. Besøkt 7. mai 2018.

[NSF,_NOAA,_USGS_2006-38] NSF, NOAA und USGS (2006): Impacts of Ocean Acidification on Coral Reefs and Other Marine Calcifiers: A Guide for Future Research «Arkivert kopi» (PDF). Arkivert fra originalen (PDF) 20. juli 2011. Besøkt 17. februar 2012.

[CC41-39] Pachauri: Climate Change 2014 Synthesis Report side 41.

[WUEX28-40] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 28.

[41] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 56–57.

[42] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 57.

[43] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 147–148.

[CC1460-44] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 60

[45] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 120–121.

[Stocker,_Thomas_1114-46] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1114.

[47] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 33.

[48] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 666.

[49] 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.

[TS80-50] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 80.

[ReferenceD-51] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 90.

[TS86-52] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 85.

[53] Jansen, Eystein og Overpeck, Jonathan. «Palaeoclimate, Sec. 6.3.2 What Does the Record of the Mid-Pliocene Show?». IPCC. Arkivert fra originalen 25. november 2013. Besøkt 7. januar 2019. IPCC AR4 WG1 2007.

[hansen_climate_history-54] Hansen, J.E, og M. Sato (juli 2011). «NASA GISS: Science Briefs: Earth's Climate History: Implications for Tomorrow». New York City, New York, USA: NASA GISS. Arkivert fra originalen 29. september 2019. Besøkt 7. januar 2019.

[TS89-55] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 89.

[ST1033-56] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1033.

[TS88-57] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 88.

[FCB7780-58] Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 76–80.

[TS91-59] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 91.

[60] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 986.

[61] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 992.

[62] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 10–11.

[63] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 984.

[WUEX22-64] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 22.

[65] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 995.

[66] «Arctic sea ice 2012». Met office. 14. august 2014. Arkivert fra originalen 13. november 2017. Besøkt 7. mai 2018.

[67] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 62.

[ST1093-68] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1093.

[69] Hassol, Susan Joy, m.fl. (2004). Impacts of a Warming Arctic – Arctic Climate Impact Assessment. Arctic Climate Impact Assessment. ISBN 0 521 61778 2.

[ST98-70] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 98.

[71] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 98–99.

[ST99-72] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 99.

[ST100-73] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 100.

[ST101-74] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 101.

[75] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 93.

[76] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 94.

[77] Archer, D. (2005). «Fate of fossil fuel CO₂ in geologic time». J. Geophys. Res. 110. Bibcode:2005JGRC..11009S05A. doi:10.1029/2004JC002625.

[78] Field, Christopher: Technical summary, Climate Change 2014 side 95.

[79] James M. Vose, David L. Peterson, and Toral Patel-Weynand (2012). Effects of Climatic Variability and Change on Forest Ecosystems: A Comprehensive Science Synthesis for the U.S. Forest Sector, Pacific Northwest Research Station (PDF). U.S. Department of Agriculture, Pacific Northwest Research Station. s. 46. Arkivert fra originalen (PDF) 23. august 2017. Besøkt 7. januar 2019.

[80] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 32.

[WU414-82] Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 414.

[WU415-83] Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 415.

[FCB62-84] Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 62.

[85] Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 55.

[86] Hartmann et al: Climate Change Feedbacks side 56.

[87] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1115.

[88] Rahmstorf, Stefan (2006). «Thermohaline Ocean Circulation» (PDF). Encyclopedia of Quaternary Sciences. Arkivert fra originalen (PDF) 3. juli 2007. Besøkt 8. mai 2018.

[WUEX2728-89] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 27–28.

[90] Pachauri: Climate Change 2014 – Synthesis Report side 60–62.

[ST1116-91] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1116.

[92] Wuebbles, Donald, m.fl.: Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 418.

[93] «Huge Antarctic iceberg poised to break away». BBC News. 6. januar 2017. Besøkt 6. januar 2017.

[94] Wuebbles, Donald m.fl.: Executive summary fra Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I side 420.

[95] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1175–1979.

[96] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 530.

[Losses_of_soil_carbon-97] Kevin Dennehy (30. november 2016). «Losses of soil carbon under global warming might equal U.S. emissions». Yale News. Besøkt 12. august 2017.

[ST1117-98] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1117.

[ST1118-99] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1118.

[100] (no) «monsun» i Store norske leksikon

[ST1119-101] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1118–1119.

[102] Archer, D (2007). «Methane hydrate stability and anthropogenic climate change». Biogeosciences Discuss. doi:10.5194/bgd-4-993-2007. Besøkt 8. mai 2018.

[Buffet_2004-103] B. Buffet, D. Archer (2004): Global inventory of methane clathrate: sensitivity to changes in the deep ocean, i: Earth and Planetary Science Letters, Vol. 227, side 185–199, (PDF; 610 kB)

[Milkov_2004-104] A. V. Milkov (2004): Global estimates of hydrate-bound gas in marine sediments: how much is really out there?, in: Earth-Science Reviews, Vol. 66, S. 183–197

[105] «Quantifying energy – BP Statistical Review of World Energy» (PDF). BP. juni 2006. Besøkt 8. mai 2018.

[106] Stocker, Thomas: Fifth Assessment Report, Climate Change 2013 side 1116–1117.

[FCB63-107] Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 63.

[108] Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 62–63.

[FCB5962-109] ^ ^a ^b ^c ^d ^e ^f ^g ^h Field, Christopher B. m.fl.: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. side 59–62.

[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]

[a]

[81]

[82]

[83]

[84]

[85]

[86]

[87]

[88]

[89]

[90]

[91]

[92]

[93]

[94]

[95]

[96]

[97]

[98]

[99]