Klimaendring

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til: navigasjon, søk
Forskjellige faktorer som gir klimaendringer.

Klimaendringer er en endring i den statistiske fordelingen av værmønstre når denne forandringen varer i en lengre periode, det vil si fra noen tiår til millioner av år. Endringene kan henvise til en endring i gjennomsnittlige værforhold, eller en tidsvariasjon av vær rundt langsiktige gjennomsnittsforhold, for eksempel flere eller færre ekstremværhendelser. Klimaendringene er forårsaket av faktorer som biotiske prosesser, variasjoner i solinnstråling mot av jorden, platetektonikk og vulkanutbrudd. Menneskelige aktiviteter har også blitt identifisert som viktige årsaker til den siste tids klimaendringer, ofte referert til som global oppvarming. Dette har sin årsak i utslipp av klimagasser som karbondioksid fra forbrenning av fossilt brensel.

Vitenskapelige undersøkelser har blitt gjort for å forstå fortiden og fremtidens klima ved hjelp av observasjoner og teoretiske modeller. Klimamålinger strekker seg langt tilbake i jordens fortid, og har blitt bygget opp basert på geologiske bevis fra borehull, temperaturprofiler basert på iskjerner, observasjoner av flora og fauna, glasiale og periglasiale prosesser, isotopanalyser og andre analyser av sedimentlag, og registreringer av fortidens havnivå. Nyere data er skaffet tilveie ved instrumentelle målinger. Globale klimamodeller basert på geofysikk, brukes ofte i teoretiske tilnærminger for å sammenligne med fortidens klimadata, og gjøre prognoser for fremtidige endringer. Dessuten brukes modellene for å finne sammenheng mellom årsaker og virkninger i klimaendringene.

Terminologi[rediger | rediger kilde]

Den mest generelle definisjonen av klimaendringer er at det er snakk om endringer i statistiske egenskaper, hovedsakelig gjennomsnitt og standardavvik,[1] for klimasystemet når det betraktes over lang tid og uansett årsak.[2] Følgelig vil svingninger over perioder kortere enn noen tiår, som for eksempel forårsaket av El Niño, ikke representerer klimaendringer.

Begrepet brukes noen ganger til å referere spesifikt til klimaendringer forårsaket av menneskelig aktivitet, i motsetning til klimaendringer som har sin årsak i naturlige prosesser.[3] I denne forstand, og spesielt i sammenheng med miljøpolitikk, har begrepet klimaendringer blitt synonymt med antropogen global oppvarming. I vitenskapelige tidsskrifter refererer global oppvarming til temperaturøkninger på jordoverflaten, mens klimaendringer omfatter global oppvarming og alt annet som blir påvirket av øker nivået av klimagasser.[4]

På norsk brukes ofte ordet «klimaendring» for å beskrive forskjellen i klimaet på lengre sikt, mens «klimavariasjoner» betegner korte tidsskalaer.[5]

Et beslektet begrep er «klimatisk endring» som ble foreslått av 1966 World Meteorological Organization (WMO). Begrepet «klimatisk endring» skulle omfatte alle former for klimavariabilitet på tidsskalaer lenger enn ti år, uavhengig av årsak. «Endring» var gitt og «klimatisk» ble anvendt som et adjektiv for å beskrive en slik endring (i motsetning til politisk eller økonomisk endring). Når det så ble innsett at menneskelig aktivitet hadde et potensial til drastisk å kunne endre klimaet, ble begrepet «klimaendring» erstattet av «klimatisk endring» som det dominerende uttrykket for å reflektere en menneskeskapt årsak. Klimaendringene ble innlemmet i tittelen på FNs klimapanel (IPCC) og FNs rammekonvensjon om klimaendring (UNFCCC). «Klimaendringer», brukt som et substantiv, ble et problem i stedet for teknisk beskrivelse av skiftende vær.[6]

Årsaker[rediger | rediger kilde]

Mange mekanismer for strålingspådriv[rediger | rediger kilde]

På en bred skala er hastigheten som energi blir mottatt fra solen til jorden og hastigheten som den tapes til verdensrommet, bestemmende for likevektstemperaturen og klimaet på jorda. Denne energien blir fordelt rundt om på kloden av vind, havstrømmer og andre mekanismer som påvirker klimaet i ulike regioner.

Faktorer som kan forme klimaet kalles strålingspådriv eller mekanismer for pådriv.[7] Disse består av prosesser som variasjoner i solstråling, variasjoner i jordas bane, variasjoner i albedo eller refleksjon forårsaket av landjorden, atmosfære og hav, videre kan fjellkjedefolding spille en rolle, samt kontinentaldrift, i tillegg til endringer i konsentrasjon av klimagasser. Det finnes en rekke tilbakekoblinger i klimasystemet som enten kan forsterke eller redusere det innledende pådraget. Noen deler av klimasystemet slik som hav og iskapper, responderer saktere på klimapådriv, mens andre reagere raskere. Det er også økologisk terskler som om de overskrides kan gi raske endringer.

Tilbakekoblingsmekanismer kan være enten intern eller ytre. Interne pådriv er naturlige prosesser i klimasystemet i seg selv, som for eksempel den termohaline sirkulasjonen. Eksterne pådriv kan være enten naturlig, det være seg endringer i innstrålingen av solenergi, jordens bane, vulkanutbrudd, eller menneskeskapte som økte utslipp av klimagasser og støv.

Om den første mekanismen for pådriv er intern eller ekstern, kan responsen til klimasystemet være rask. For eksempel en plutselig avkjøling på grunn av luftbåret vulkansk aske som reflektere sollys vil være rask, men for eksempel termisk ekspansjon på grunn av oppvarming av havvann vil være langsom. Pådriv kan også være en kombinasjon, som for eksempel en plutselig tap av albedo i Nordishavet på grunn av smeltet sjøis, etterfulgt av mer gradvis termisk ekspansjon av vannet. Derfor kan klimasystemet respondere brått, men full respons på grunn av pådriv vil kanskje ikke bli fullt utviklet før det går flere hundre år eller enda lenger tid.

Interne mekanismer for pådriv[rediger | rediger kilde]

Forskere definerer generelt de fem komponentene i jordens klimasystem til å omfatte atmosfæren, hydrosfæren, kryosfæren, litosfæren (begrenset til overflatejord, bergarter og sedimenter), og biosfæren.[8] Naturlige endringer i klimasystemet (indre pådriv) resultere i interne klimavariasjoner.[9] Eksempler er endret artsutbredelse og endringer i sirkulasjonen mellom hav og atmosfære.

Variasjoner mellom hav og atmosfære[rediger | rediger kilde]

Havet og atmosfæren kan arbeide sammen slik at det spontant gir interne klimavariasjoner som kan vedvare i mange år til tiår av gangen.[10][11] Eksempler på denne type variasjoner er El Niño, den den tiårige svingingen i Stillehavet, og den Atlantiske multidekadiske svingningen. Disse variasjonene kan påvirke den globale gjennomsnittlige overflatetemperaturen ved å omfordele varme mellom dyphavet og atmosfæren[12][13] og/eller å endre forholdet mellom skyder, vanndamp og havis, noe som kan påvirke det totale energibudsjett på jorden.[14][15]

Disse sirkulasjonene kan generere variasjon på tidsskalaer på hundrevis av år på grunn av at havet har en masse som er flere hundrer ganger større enn atmosfæren, i tillegg til høy termisk treghet. For eksempel vil endringer i havets prosesser som den termohaline sirkulasjonen spille en nøkkelrolle i å omfordele varmen i verdenshavene. På grunn av lange tidsskalaer for denne sirkulasjonen er havtemperaturen i dypet fremdeles under påvirkning av den lille istid,[16] som skjedde mellom 1600 og 1800.

En skjematisk av den termohaline sirkulasjonen. For flere titalls millioner av år siden dannet kontinentalplate bevegelsen et land fritt gap rundt Antarktis, slik at sørishavsstrømmen oppstod og som som holder det varme vannet bort fra Antarktis.

Livet på jorden[rediger | rediger kilde]

Livet på jorden påvirker klimaet gjennom karbon- og vannets kretsløp, samt gjennom mekanismer som albedo, evapotranspirasjon, skydannelse og forvitring.[17][18][19] Eksempler på hvordan livet kan ha påvirket fortidens klima er:

Eksterne mekanismer for pådriv[rediger | rediger kilde]

Milanković-syklusene 800 000 år bakover i tid og 800 000 år fromover
Variasjoner i innhold av CO2, temperatur og støv fra iskjerner fra Vostok i løpet av de siste 450 000 årene.

Banevariasjoner[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: milanković-syklusene

Svakt variasjoner i jordas bane vil føre til endringer i den sesongmessige fordelingen av sollys som når jordoverflaten, og hvordan lyset blir fordelt over kloden. Det er svært lite endring i arealgjennomsnittet for registrert årlig gjennomsnittlig solstråling, men det kan være sterke endringer med hensyn på fordelingen rent geografisk og sesongmessig. De tre typer banevariasjoner er variasjoner i jordas eksentrisitet, endringer i hellingsvinkelen til jordens rotasjonsakse og presesjon av jordens akse. Disse variasjonene satt sammen gir Milanković-syklusene som har en stor innvirkning på jordens klima, blant annet tilskrives de korrelasjon til istidene og mellomistider,[30] med utbredelse og tilbaketrekkingen av Sahara,[30] og utseende til geologisk lagoppbygging.[31][32]

FNs klimapanel (IPCC) beskriver at milanković-syklusene har drevet istidsyklusene, innholdet av CO2 etterfulgt av temperaturendringer «med et etterslep på noen hundre år,» dette som en tilbakekobling til forsterket temperaturendring.[33] Havdypet har en forsinkelsestid for endret temperatur på grunn av stor termisk treghet. På grunn av temperaturforandring i sjøvann, endres oppløseligheten av CO2 i havet, samt andre faktorer som påvirker utveksling av CO2 mellom luft og sjø.[34]

Solens strålingspådriv[rediger | rediger kilde]

Variasjoner i solaktivitet i løpet av de siste århundrene basert på observasjoner av solflekksyklusen og berylliumisotoper. Perioden med usedvanlig få solflekker på slutten av 1600-tallet er kjent som Maunder minimum.

Solen er den dominerende kilden til energi overført til Jorden. Andre kilder er geotermisk energi fra jordens kjerne, og varmen fra nedbrytning av radioaktive forbindelser. Både lange og kortsiktige variasjoner i solens intensitet er kjent for å påvirke det globale klimaet.

For tre til fire milliarder år siden slapp solen ut bare 70 % så mye stråling som det gjør i dag. Hvis atmosfæresammensetningen hadde vært den samme som i dag, skulle ikke flytende vann ha eksistert på jorden. Imidlertid finnes det bevis for tilstedeværelse av vann på jorden i tidlige stadier, i Hadeikum[35][36] og Arkeikum[37][35] noe som leder mot det såkalte Svak-ung-sol-paradokset.[38] Hypotetiske forklaringer på dette paradokset er at det har eksistert en helt annerledes atmosfære, med mye høyere konsentrasjoner av drivhusgasser enn det som eksisterer i dag.[39] Over de neste om lag 4 milliard år har energiutstrålingen fra solen økt og atmosfærens sammensetning har blitt endret. Den såkalte oksygenkatastrofen, altså at det oppstod stor konsentrasjon av oksygen i atmosfæren for rundt 2,4 milliarder år siden, var den mest bemerkelsesverdige endring som inntraff. I løpet av de neste 5 milliarder år vil solens endelige død inntreffe ved at den blir en rød kjempe, for deretter å bli en hvit dverg, noe som vil ha stor innvirkning på klimaet. Fasen som rød gigant vil muligens avslutte alt liv på jorden som skulle ha overlevd til den tid.

Solens energiproduksjon har også variasjoner på kortere tidsskalaer, som den elleveårlige solsyklusen[40] og modulasjoner med lengre varighet.[41] Solens intensitetsvariasjoner kan muligens tilskrives Wolf-, Spörer- og Maunder minimum og anses for å ha hatt påvirkninger som har utløse den lille istid,[42] og noen av oppvarmingen på jorden som er observert fra 1900 til 1950. Den sykliske naturen til solens energiproduksjon er ennå ikke fullt ut forstått, endringen er svært langsomme og endrer seg etter som solen blir eldre. Forskning viser at variasjoner i solenergien har hatt effekter på jordens klima som Maunder-minimum i årene 1645-1715, deler av den lille istid 1550-1850 som var preget av relativ kjøling vær og større utbredelse av isbreer enn århundrene før og etter.[43][44] Noen studier peker mot solstrålingen øker ved syklisk solflekkaktivitet som igjen påvirker den globale oppvarmingen. Dermed kan klimaet bli påvirket av summen av alle effekter (variasjoner i solaktiviteten, menneskeskapt strålingspådriv, samt andre faktorer).[43][45]

En studie fra 2010[46] antyder «at effekten av solens variasjoner på temperaturen i hele atmosfæren kan være i strid med gjeldende forventninger»

I en pressemelding[47] i august 2011 annonserte CERN utgivelsen i Nature de første resultatene fra sin CLOUD-eksperiment. Resultatene indikerer at ionisering av kosmisk stråling i betydelig grad forsterker aerosoldannelse i nærvær av svovelsyre og vann, men i den nedre atmosfære hvor ammoniakk også er nødvendig er dette allikevel ikke tilstrekkelig til å gjøre rede for aerosoldannelse, og ytterligere stoffer må derfor være involvert. Det neste trinnet er å finne ut mer om disse stoffene, for eksempel om de er av naturlig eller har opprinnelse fra menneskelig aktivitet.

Vulkansk påvirkning[rediger | rediger kilde]

Atmosfærisk temperatur i årene 1979-2010 målt ved satellitter med mikrobølgedeteksjon drevet av NASA. Grafene viser temperaturpåvirkning av aerosoler i atmosfæren etter store vulkanutbrudd (El Chichón og Pinatubo). Her er El Niño en separat hendelse med utspring i havstrømninger.

Vulkanutbrudd anses å være store nok til å påvirke jordens klima på en tidsskala på mer enn ett år, om de injiserer mer enn 100 000 tonn med SO2 i stratosfæren.[48] Dette skyldes de optiske egenskapene til SO2 og sulfataerosoler som sterkt absorberer eller sprer solstråling, noe som skaper et globalt lag av svovelsyredis.[49] I gjennomsnitt vil slike utbrudd forekommer flere ganger per århundre, og føre til avkjøling ved delvis å blokkere innstråling av sollys til jordoverflaten. Varigheten av dette kan være noen år. Utbruddet av Pinatubo i 1991, som var det nest største utbruddet på 1900-tallet, påvirket klimaet betydelig slik at den globale temperaturen sank med 0,5 °C i opptil tre år.[50][51] Dermed oppstod en nedkjøling over store deler av jorden med redusert overflatetemperaturer i 1991-1993. Dette tilsvarende en reduksjon i netto solinstråling på 4 watt per kvadratmeter.[52] Utbruddet av Tambora i 1815 forårsaket Året uten sommer.[53] Mye større utbrudd enn dette, kjent som supervulkaner, kan ha forekommet noen få ganger med 50-100 millioner års mellomrom. Disse kan i jordens fortid ha forårsaket global oppvarming og masseutryddelser.[54]

Små utbrudd med injeksjoner av mindre enn 0,1 Mt svoveldioksid i stratosfæren, påvirker atmosfæren bare i begrenset grad, ettersom temperaturendringene som oppstår uansett er sammenlignbare med naturlig variasjoner. Men fordi mindre utbrudd skjer med mye større hyppighet har de allikevel en betydelig innvirkning på jordas atmosfære.[48][55]

Seismisk overvåking har til hensikt å kartlegge nåværende og fremtidige trender i vulkansk aktivitet, og en forsøker å utvikle varslingssystemer. I klimamodellene prøver en å studere de fysiske mekanismer og tilbakekoblingsmekanismer av vulkansk pådriv.[56]

Vulkaner er også en del av den utvidede karbonkretsløpet. Dette kretsløpet har svært lang (geologisk) tidsperiode, der vulkansk aktivitet fører til utslipp av karbondioksid fra jordskorpen og mantelen, samt at kretsløpet motvirker opptak av sedimentære bergarter og andre geologiske karbondioksidsluk. US Geological Surveys anslag er at vulkanske utslipp er på et mye lavere nivå enn virkningene av dagens menneskelige aktiviteter som genererer 100-300 ganger så mye karbondioksid som det som slippes ut av vulkaner.[57] En gjennomgang av publiserte studier viser at årlige vulkanske utslipp av karbondioksid, inkludert bidrag fra midthavsryggene, vulkanske øybuer, og enkelt vulkaner, bare tilsvarer tre til fem dager av de menneskeskapte utslippene. Den årlige mengden på grunn av menneskelig aktivitet kan være større enn mengden fra selv utslipp fra en supervulkan, den siste av disse var Tobautbruddet i Indonesia for 74 000 år siden.[58] FNs klimapanel definerer eksplisitt vulkanisme som et ekstern påtrykk mot klimasystemet.[59]

Platetektonikk[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Platetektonikk

Animasjon som viser kontinentaldrift de siste 150 millioner år.

I løpet av millioner av år beveger de tektoniske plater seg, noe som fører til rekonfigurering av globale land- og havområder, samt at det skaper jordens topografi. Dette kan påvirke både globale og lokale mønstre i klima og atmosfære-havsirkulasjon.[60]

Plasseringen av kontinentene bestemmer formen til havene og påvirker derfor mønstrene for havsirkulasjonen. Plasseringen av hav på jordkulen er viktige for omfanget av overføring av varme og fuktighet over hele verden, og vil derfor bestemme det globale klimaet. Et nylig eksempel på tektonisk innvirkning på havsirkulasjonen er dannelsen av Panamaeidet for cirka 5 millioner år siden, som direkte førte til stopp i utveksling av vann mellom Atlanteren og Stillehavet. Dette fikk sterkt innvirkning på havets dynamikk med Golfstrømmen som konsekvens, og kan ha ført til at den nordlige halvkule har et isdekke.[61][62] Under karbon for cirka 300 til 360 millioner år siden kan platetektonikk ha utløst storstilt lagring av karbon og økt dannelsen av breedannelse.[63] De geologiske bevisene peker mot et «megamonsunt-sirkulasjonsmønster» som varte i perioden der superkontinentet Pangea eksisterte, og klimamodellering tyder på at eksistensen av superkontinentet bidro til etablering av monsunvinder.[64]

Størrelsen på kontinentene er også viktig for klimaet. På grunn av den stabiliserende virkning som havene har på temperaturen, er de årlige temperaturvariasjoner generelt lavere i kystområder enn de er i innlandet. Et større superkontinent vil derfor ha større område der klimaet er sterkt sesongstyrt, enn om det var flere mindre kontinenter eller øyer.

Kometer[rediger | rediger kilde]

Et kometnedslag på jorden av en komet på enn 1 km i diameter vil kunne gjøre stor skade for livet på jorden. I aller første omgang på grunn av glødende partikler fra kometen som slynges inn i atmosfæren. På grunn av dette vil store branner oppstå på landjorden, i neste omgang vil jordens atmosfære bli fylt av tykt støv, som stenger mye av sollyset ute. Resultatet vil bli mye som en atomvinter, med en måned uten sollys og lave temperaturer. Etterpå vil det oppstå store endringer av atmosfæren som vil gi svært endrede klimaforhold i meget lang tid. Blant annet på grunn av skader på ozonlaget, frigjøring av store mengder svovelholdig støv, samt dannelse av nitrogen- og karbonoksid. Større kometer vil gjøre enda større skader. Forskere er uenig om det var en komet eller asteroide som traff jorden for 65 millioner år siden, utryddet dinosaurene og andre livsformer, blant annet på grunn av klimaendring.[65] Kometnedslag hendte mye hyppigere i jordens tidligere tider, og er mer usannsynlig nå.

Menneskelig påvirkninger[rediger | rediger kilde]

Utdypende artikkel: Global oppvarming

Økning i atmosfærisk CO2-innhold siden 1960.

Menneskelige aktiviteter som påvirker klimaet blir kalt antropogene faktorer. Den vitenskapelige konsensus om klimaendringer er «at klimaet endrer seg, og at disse endringene i stor grad er forårsaket av menneskelig aktivitet,»[66][67] og at de «i stor grad er irreversible.»[68]

Sitat Vitenskapen har gjort enorme fremskritt med å forstå klimaendringene og deres årsaker, og begynner å bidra til å utvikle en sterk forståelse av nåværende og potensielle konsekvenser som vil påvirke mennesker i dag og i de kommende tiår. Denne forståelsen er viktig fordi det gir beslutningstakere mulighet til å plassere klimaendringene i sammenheng med andre store utfordringer nasjonalt og verden. Det er fortsatt noe usikkerhet, og det vil det alltid være med å forstå et komplekst system som jordens klima. Likevel er det en sterk og troverdig mengde bevis, basert på flere angrepsvinkler innenfor forskningen som dokumenterer at klimaet er i endring, og at disse endringene i stor grad er forårsaket av menneskelig aktivitet. Selv om mye gjenstår å bli forstått, har kjernen av fenomet, vitenskapelige spørsmål, og hypoteser blitt undersøkt grundig, og har stått fast i møte med seriøs vitenskapelig debatt og omfattende vurdering av alternative forklaringer Sitat
– . United States National Research Council, Advancing Science of Climate Change

Den størst bekymringen ved de antropogene faktorene er økningen i CO2-nivået. Økningen er et resultat av utslipp fra forbrenning av fossilt materiale, og i mindre grad av aerosoler (partikler i atmosfæren) og CO2-utslipp ved sementproduksjon. Andre faktorer som endret arealbruk, ozonhull, husdyrhold[69] og avskoging, har også betydning, både hver for seg og i samspill med andre faktorer.[70]

Fysiske bevis[rediger | rediger kilde]

Global temperatur anomalier for 2015 sammenlignet med 1951-1980 som baselinje. I 2015 var det varmeste året som noen gang er målt av NASA/NOAA med start i 1880. Det har siden blitt overgått av 2016.[71]
Sammenligninger mellom asiatiske Monsuner fra 200 f.Kr. til 2000 (plassert i bakgrunnen), temperatur på den nordlige halvkule, utbredelse av alpine isbreer, samt noen milepæler for menneskets historie. Kurvene er satt sammen av en amerikanske National Science Foundation.
Arktiske temperaturanomalier over en 100-års periode estimert av NASA. Typisk høye månedlige variasjoner kan sees, mens langsiktige gjennomsnittlige trender er markert med linjer.

Klimaendringene er kartlagt ved en sammenstilling av mange ulike kilder som kan brukes til å rekonstruere tidligere tiders klima. Jorsens overflatetemperatur er målt siden 1700-tallet, med et tilstrekkelig omfattende målenett til å kunne angi et globalt middel siden av 1800-tallet. For tidligere perioder er de fleste av bevisene indirekte klimatiske endringer som utledes fra endringer i klimaproxy, indikatorer som gjenspeiler klima, for eksempel sedimentkjerner, iskjerner,[72] dendrokronologi, havnivåendring og glasiologi.

Temperaturmålinger og proxy[rediger | rediger kilde]

De instrumentelle måleseriene fra værstasjoner på bakken ble supplert med et globalt nett av Radiosondestasjoner fra midten av 1900-tallet, og fra 1970-tallet med globale satellittdata. Forholdstallet mellom 18O og 16O i kalsitt og iskjerneprøver benyttes for å utlede havtemperaturen i fjern fortid. Dette har igjen sammenheng med oksygenisotop-forholdssykluser, og er et eksempel på en metode for temperaturproxy.

Historiske og arkeologiske bevis[rediger | rediger kilde]

Klimaendringer i fortiden kan oppdages ved tilsvarende endringer i bosetning og landbruksmønstre.[73] Arkeologiske bevis, muntlige overleveringer og historiske dokumenter kan gi innsikt i endringer i klimaet. Blant annet har historiske klimaendringer har vært knyttet til sammenbruddet av ulike sivilisasjoner.[73]

Isbreer[rediger | rediger kilde]

Tykkelsen av verdens isbreer har i gjennomsnitt gått ned de siste 50 årene.

Isbreer regnes blant de mest følsomme indikatorer på klimaendringer.[74] Størrelsen av breene bestemmes av en massebalanse mellom tilvekst ved snø og avgang ved smelting. Med høyere temperaturer vil isbreer trekke seg tilbake med mindre nedbørøkningen i form av snø er like stor som den ekstra smeltingen. Det motsatte er også tilfelle.

Vekst og tilbaketrekning av breer skyldes både naturlige endringer og ytre påvirkninger. Variasjon i temperatur, nedbør, englasial- og subglasial hydrologi kan påvirke utviklingen av en isbre kraftig i en bestemt sesong. For at isbreers utbredelse skal knyttes til klimaet må det lages et gjennomsnitt på et tiår eller enda lengre tid, og/eller at forholdene undersøkes på mange individuelle isbreer. Dette fordi en må jevne ut den lokale kortvarige variasjonen.

Kartlegging av alle verdens isbreer har blitt gjort siden 1970-årene, i første omgang i hovedsak basert på flyfoto og kart, men nå kan en stole mer på satellitter. Denne oversikten inneholder mer enn 100 000 isbreer som tilsammen dekker et areal på cirka 240 000 km², og foreløpige beregninger viser at den gjenværende isdekket er rundt 445 000 km². The World Glacier Monitoring Service samler inn data årlig for isbresmelting og breenes massebalanse. Fra disse dataene kan en se at isbreer over hele verden har krympet betydelig, med kraftig tilbaketrekning i 1940-årene, stabil eller vekst i 1920-årene og senere i 1970-årene, men at de igjen begynte å trekker seg tilbake fra midten av 1980-årene fram til i dag.[75]

De største klimaendringene som har skjedd siden slutten av pliocen, for cirka 3 millioner år siden, er syklene av istider og mellomistider. Den nåværende perioden med mellomistid (Holocen) har vart i cirka 11 700 år[76] Endringene er et resultat av jordens banevariasjoner, endringer av utbredelsen av innlandsis, i samspill med betydelige havnivåendringer. Andre endringer, blant annet Heinrich-hendelser, Dansgaard-Oeschger-hendelser, og plutselige endringer som i Yngre dryas, illustrerer hvordan glasiale variasjoner også kan påvirke klimaet uten at jordbanen er årsaken.

Isbreer etterlater morener som inneholder et vell av materiale, blant annet organisk materiale, kvarts og kalium som kan brukes for å datere periodene der en isbre vokste og trakk seg tilbake. Tilsvarende kan tefrokronologi brukes til å analyser områder der breen har trukket seg tilbake. Her kan tilstedeværelse av jord eller vulkansk tefra benyttes for å fastslå årstall for når denne deponeringen inntraff.

Tap av den arktisk havisen[rediger | rediger kilde]

Reduksjonen av den arktiske havisen i omfang og tykkelse i løpet av de siste tiårene er ytterligere bevis for raske klimaendringer.[77] Havis er frosset havvann som flyter på havoverflaten. Den dekker millioner av km² i polområdene. Utbredelsen varierer med årstidene. I Arktis vil noe av sjøisen bli igjen hvert eneste år, mens nesten all sjøis i Sørishavet smelter bort og dannes på nytt hvert år. Satellittobservasjoner viser at havisen i Arktis nå er avtagende med en hastighet på 13,3 % per tiår, i forhold til gjennomsnittet i årene 1981-2010.[78]

Vegetasjonen[rediger | rediger kilde]

Denne filmen oppsummerer hvordan klimaendringene og økte karbondioksidnivåer i atmosfæren har påvirket planteveksten.

Endring av type, fordeling og dekning av vegetasjon kan oppstå på grunn en endring i klimaet. Noen endringer i klima kan føre til økt nedbør og varme, noe som resulterer i økt plantevekst og påfølgende lagring av luftbåren CO2. En gradvis økning av temperaturen i en region vil føre til tidligere blomstring og modning, noe som gir en endring i livssyklusene for andre organismer. Motsatt vil kaldere klima føre til at plantenes sykluser henge etter.[79] Større, raskere eller mer radikale endringer, kan imidlertid under visse omstendigheter føre til stress på vegetasjon, rask plante tap og forørkning.[80][81] Et eksempel på dette skjedde under kollapset av regnskogen i karbon, en utrydding som skjedde for 300 millioner år siden. På denne tiden dekket store regnskoger ekvatorregionene i Europa og Amerika. Klimaendringene ødela disse tropiske regnskogene, det oppstod en fragmentering av habitatene i isolerte «øyer» og forårsaket utryddelse av mange plante- og dyrearter.[80]

Selv om dette er et felt med mange usikkerheter, er det forventet at i løpet av de neste 50 årene vil klimaendringene få innvirkning på mangfoldet av arter av trær, dermed vil det kunne skje en endring av fordelingen av treslag og sammensetningen av skog. Mangfold av skogens artsressurser gjør at potensialet for en art (eller en populasjon) til å tilpasse seg klimaendringer, samt fremtidige utfordringer som temperaturendringer, tørke, skadedyr, sykdommer og skogbrann. Imidlertid er ikke artene naturlig i stand til å tilpasse seg tempoet som klimaet endrer seg med, dermed vil økende temperaturer mest sannsynlig legge til rette for spredning av skadedyr og sykdommer, noe som skaper en ekstra trussel mot tær og livsformene som har sitt tilholdssted her.[82] For å hindre disse problemene kan menneskelige inngrep avhjelpe utviklingen, for eksempel ved overføring av arter fra et sted til et annet.[83]

Pollenanalyse[rediger | rediger kilde]

Pollenanalyse er studiet av moderne og fossilt pollen og sporer. Dette brukes til å utlede den geografiske fordelingen av plantearter, som varierer under ulike klimaforhold. Forskjellige grupper av planter har pollen med karakteristiske former og overflatestrukturer, og siden den ytre overflate av pollen er sammensatt av et meget elastisk materiale, motstår de forråtnelse. Endringer i type av pollen som finnes i ulike lag av sedimenter i innsjøer, myrer, eller elvedeltaer indikerer endringer i plantesamfunn. Disse endringene er ofte et tegn på et klima i endring.[84][85] Som et eksempel har pollenanalyse blitt brukt til å spore endringer av vegetasjonsmønstre gjennom kvartære istider[86] og spesielt siden siste istids maksimum.[87]

Skydekke og nedbør[rediger | rediger kilde]

Øverst: Aridistidsklima
Midt: Atlantikum, varm og våt klima
Nederst: Potensiell vegetasjonsutbredelse i dagens klima uten menneskelig inngripen i form av landbruk.[88]

Fortidens nedbør kan estimeres i moderne tid på grunn av det globale nettverket av nedbørsmålere. Dekningen med målinger over hav og avsidesliggende områder er relativt sparsom, men ved å benytte interpolasjon, har satellitter gitt data for skyer og nedbør siden 1970-årene.[89] Kvantifisering av klimatisk variasjon av nedbør i tidligere århundrer og epoker er mindre komplett, men tilnærmes ved proxidata i form av marine sedimenter, iskjerner, stalagmitter fra huler og årringer fra trær.[90] I juli 2016 publiserte forskere tegn på økt skydekke i polarområdene,[91] som tidligere var forutsakt av klimamodellene.[92]

Klimatologiske temperaturer påvirker i vesentlig grad skydekke og nedbør. For eksempel i løpet av siste istids maksimum for 18 000 år siden, var den termisk-drevne fordampningen fra havene og inn på kontinentene lav, noe som forårsaker store områder med ekstrem ørken, også såkalt polarørkener (kalde områder, men med lite skydekke og nedbør).[88] I kontrast til dette, var verdens klima våtere og med mer skydekke enn i dag nær begynnelsen av den varme atlantikum-perioden for 8000 år siden.[88]

Estimert global nedbør over landområder har økt med cirka 2 % i løpet av 1900-tallet, selv om den beregnede trenden varierer om ulike tidsendepunkter velges. Beregningen er igjen kompliseres av El Niño-oscillasjonen. I tillegg kommer andre svingninger som større global nedbør over land i 1950 og 1970, enn det som kom senere 1980- og 1990-årene, til tross for den positive utviklingen i løpet av århundret samlet.[89][93][94] Dessuten er det obeservert en svak generell økning i global avrenning via elver, samt gjennomsnittelig jordfuktighet.[93]

Dendroklimatologi[rediger | rediger kilde]

Dendroklimatologi er analyse av vekstmønstre for årringer for å avgjøre tidligere klimavariasjoner.[95] Brede og tykke årringer indikerer en fruktbar, vannrik vekstperioden, mens tynne, smale ringer indikerer en tid med lavere nedbør og ikke ideelle vekstforhold for treet.

Iskjerneanalyser[rediger | rediger kilde]

Analyse av isen i en kjerne boret ut fra en innlandsis som den antarktiske innlandsisen, kan brukes til å vise en sammenheng mellom temperatur og globale havnivåvariasjoner. Luften som en gang ble fanget i bobler i isen kan også avsløre CO2-variasjoner i atmosfæren i en fjern fortid, lenge før moderne miljøpåvirkninger gjorde seg gjeldende. Studiet av disse iskjernene har påvist betydelige endringer i CO2-konsentrasjonen over mange årtusener, og fortsetter å gi verdifull informasjon om forskjellene mellom gamle og moderne atmosfæriske forhold.

Dyr[rediger | rediger kilde]

Rester av biller er vanlig i ferskvann og landsedimenter. Ulike arter av biller har tendens til å forekomme under forskjellige klimatiske betingelser. Gitt at billeartenes genetiske sammensetningen ikke har endret seg vesentlig de siste årtusener, kan kunnskap om nåværende klimatiske betingelser for utbredelsen av de ulike artene brukes. Forekomst og omfang av døde biller i sedimenter kan si noe om klimatiske forhold i fortiden.[96]

På samme måte har den store mengden av historiske fiskearter funnet å være en indikator for sammenheng med observerte klimatiske forhold.[97] Endringer i primærproduksjonen av autotrofie organismer i havet kan påvirke marine næringskjeder.[98]

Analyser av foraminifera i sedimentkjerner kan brukes på tilsvarende måte.[99]

Endret havnivå[rediger | rediger kilde]

Endring av globalt havnivå fra 1880 til 2013.

Global havnivåøkning i det siste århundret har blitt beregnet ved hjelp av tidevannsmålinger samlet inn over lang tid fra mange stasjoner. Nylig har høydemålinger i kombinasjon med nøyaktige satellittbaner gitt en forbedret måling av de globale havnivåendringene.[100] For å bestemme havnivået før det ble foretatt instrumentelle målinger har forskere datert korallrev som vokser nær overflaten av havet, kystnære sedimenter, marine terrasser, ooider i kalkstein, og landnære arkeologiske levninger. De dominerende dateringsmetoder som brukes er uranserier og karbondatering. Kosmogenisk radionuklidedatering blir noen ganger brukt til å datere terrasser som har gjennomgått et relativt fall av havnivået. På begynnelsen av pliocen var den globale temperaturen 1-2 °C varmere enn dagens temperaturer, men havnivået var 15-25 meter høyere enn i dag.[101]

Se også[rediger | rediger kilde]

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ Solomon (red.). «Forståelse og tilskrive klimaendringer». Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). 
  2. ^ «Ordliste & nbsp; - Climate Change». Senteret står National Snow and Ice data Center. ;Ordliste, i IPCC TAR WG1 2001.
  3. ^ «The United Nations Framework Convention on Climate Change». 21. mars 1994. «Klimaendringer betyr en endring av klimaet som er knyttet direkte eller indirekte til menneskelig aktivitet som endrer sammensetningen av den globale atmosfære, og som kommer i tillegg til naturlig klimavariasjoner observert over sammenlignbare tidsperioder.» 
  4. ^ «What's in a Name? Global Warming vs. Climate Change». NASA. Besøkt 23. juli 2011. 
  5. ^ Klimaendring i Store norske leksikon
  6. ^ Hulme, Mike (2016). Concept of Climate Change, in: The International Encyclopedia of Geography. Wiley-Blackwell/Association of American Geographers (AAG). Besøkt 16. mai 2016. 
  7. ^ Smith, Ralph C. (2013). Uncertainty Quantification: Theory, Implementation, and Applications. Computational Science and Engineering, 12. SIAM. s. 23. ISBN 1611973228. 
  8. ^ «Glossary». NASA Earth Observatory. 2011. Besøkt 8. juli 2011. «Climate System: The five physical components (atmosphere, hydrosphere, cryosphere, lithosphere, and biosphere) that are responsible for the climate and its variations.» 
  9. ^ IPCC (2007). «What are Climate Change and Climate Variability?». IPCC. 
  10. ^ Brown, Patrick T.; Li, Wenhong; Cordero, Eugene C.; Mauget, Steven A. (21. april 2015). «Comparing the model-simulated global warming signal to observations using empirical estimates of unforced noise». Scientific Reports, 5, s. 9957. doi:10.1038/srep09957. ISSN 2045-2322. PMC 4404682. PMID 25898351. 
  11. ^ Hasselmann, K. (1. desember 1976). «Stochastic climate models Part I. Theory». Tellus, 28 (6), s. 473–485. doi:10.1111/j.2153-3490.1976.tb00696.x. ISSN 2153-3490. 
  12. ^ Meehl, Gerald A.; Hu, Aixue; Arblaster, Julie M.; Fasullo, John; Trenberth, Kevin E. (8. april 2013). «Externally Forced and Internally Generated Decadal Climate Variability Associated with the Interdecadal Pacific Oscillation». Journal of Climate, 26 (18), s. 7298–7310. doi:10.1175/JCLI-D-12-00548.1. ISSN 0894-8755. 
  13. ^ England, Matthew H.; McGregor, Shayne; Spence, Paul; Meehl, Gerald A.; Timmermann, Axel; Cai, Wenju; Gupta, Alex Sen; McPhaden, Michael J. m.fl. (1. mars 2014). «Recent intensification of wind-driven circulation in the Pacific and the ongoing warming hiatus». Nature Climate Change, 4 (3), s. 222–227. doi:10.1038/nclimate2106. ISSN 1758-678X. 
  14. ^ Brown, Patrick T.; Li, Wenhong; Li, Laifang; Ming, Yi (28. juli 2014). «Top-of-atmosphere radiative contribution to unforced decadal global temperature variability in climate models». Geophysical Research Letters, 41 (14), s. 2014GL060625. doi:10.1002/2014GL060625. ISSN 1944-8007. 
  15. ^ Palmer, M. D.; McNeall, D. J. (1. januar 2014). «Internal variability of Earth's energy budget simulated by CMIP5 climate models». Environmental Research Letters, 9 (3), s. 034016. doi:10.1088/1748-9326/9/3/034016. ISSN 1748-9326. 
  16. ^ Kirk Bryan, Geophysical Fluid Dynamics Laboratory. Man's Great Geophysical Experiment. U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration.
  17. ^ Spracklen, D. V.; Bonn, B.; Carslaw, K. S. (2008). «Boreal forests, aerosols and the impacts on clouds and climate». Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 366 (1885), s. 4613–26. Bibcode:2008RSPTA.366.4613S. doi:10.1098/rsta.2008.0201. PMID 18826917. 
  18. ^ Christner, B. C.; Morris, C. E.; Foreman, C. M.; Cai, R.; Sands, D. C. (2008). «Ubiquity of Biological Ice Nucleators in Snowfall». Science, 319 (5867), s. 1214. Bibcode:2008Sci...319.1214C. doi:10.1126/science.1149757. PMID 18309078. 
  19. ^ Schwartzman, David W.; Volk, Tyler (1989). «Biotic enhancement of weathering and the habitability of Earth». Nature, 340 (6233), s. 457–460. Bibcode:1989Natur.340..457S. doi:10.1038/340457a0. 
  20. ^ Kopp, R. E.; Kirschvink, J. L.; Hilburn, I. A.; Nash, C. Z. (2005). «The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis». Proceedings of the National Academy of Sciences, 102 (32), s. 11131–6. Bibcode:2005PNAS..10211131K. doi:10.1073/pnas.0504878102. PMC 1183582. PMID 16061801. 
  21. ^ Kasting, J. F.; Siefert, JL (2002). «Life and the Evolution of Earth's Atmosphere». Science, 296 (5570), s. 1066–8. Bibcode:2002Sci...296.1066K. doi:10.1126/science.1071184. PMID 12004117. 
  22. ^ Mora, C. I.; Driese, S. G.; Colarusso, L. A. (1996). «Middle to Late Paleozoic Atmospheric CO2 Levels from Soil Carbonate and Organic Matter». Science, 271 (5252), s. 1105–1107. Bibcode:1996Sci...271.1105M. doi:10.1126/science.271.5252.1105. 
  23. ^ Berner, R. A. (1999). «Atmospheric oxygen over Phanerozoic time». Proceedings of the National Academy of Sciences, 96 (20), s. 10955–7. Bibcode:1999PNAS...9610955B. doi:10.1073/pnas.96.20.10955. PMC 34224. PMID 10500106. 
  24. ^ Bains, Santo; Norris, Richard D.; Corfield, Richard M.; Faul, Kristina L. (2000). «Termination of global warmth at the Palaeocene/Eocene boundary through productivity feedback». Nature, 407 (6801), s. 171–4. Bibcode:2000Natur.407..171B. doi:10.1038/35025035. PMID 11001051. 
  25. ^ Zachos, J. C.; Dickens, G. R. (2000). «An assessment of the biogeochemical feedback response to the climatic and chemical perturbations of the LPTM». GFF, 122, s. 188–189. doi:10.1080/11035890001221188. 
  26. ^ Speelman, E. N.; Van Kempen, M. M. L.; Barke, J.; Brinkhuis, H.; Reichart, G. J.; Smolders, A. J. P.; Roelofs, J. G. M.; Sangiorgi, F.; De Leeuw, J. W.; Lotter, A. F.; Sinninghe Damsté, J. S. (2009). «The Eocene Arctic Azolla bloom: Environmental conditions, productivity and carbon drawdown». Geobiology, 7 (2), s. 155–70. doi:10.1111/j.1472-4669.2009.00195.x. PMID 19323694. 
  27. ^ Brinkhuis, Henk; Schouten, Stefan; Collinson, Margaret E.; Sluijs, Appy; Sinninghe Damsté, Jaap S. Sinninghe; Dickens, Gerald R.; Huber, Matthew; Cronin, Thomas M.; Onodera, Jonaotaro; Takahashi, Kozo; Bujak, Jonathan P.; Stein, Ruediger; Van Der Burgh, Johan; Eldrett, James S.; Harding, Ian C.; Lotter, André F.; Sangiorgi, Francesca; Van Konijnenburg-Van Cittert, Han van Konijnenburg-van; De Leeuw, Jan W.; Matthiessen, Jens; Backman, Jan; Moran, Kathryn; Expedition 302, Scientists (2006). «Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean». Nature, 441 (7093), s. 606–9. Bibcode:2006Natur.441..606B. doi:10.1038/nature04692. PMID 16752440. 
  28. ^ Retallack, Gregory J. (2001). «Cenozoic Expansion of Grasslands and Climatic Cooling». The Journal of Geology, 109 (4), s. 407–426. Bibcode:2001JG....109..407R. doi:10.1086/320791. 
  29. ^ Dutton, Jan F.; Barron, Eric J. (1997). «Miocene to present vegetation changes: A possible piece of the Cenozoic cooling puzzle». Geology, 25, s. 39. Bibcode:1997Geo....25...39D. doi:10.1130/0091-7613(1997)025<0039:MTPVCA>2.3.CO;2. 
  30. ^ a b «Milankovitch Cycles and Glaciation». University of Montana. Arkivert fra originalen 16. juli 2011. Besøkt 2. april 2009. 
  31. ^ Gale, Andrew S. (1989). «A Milankovitch scale for Cenomanian time». Terra Nova, 1 (5), s. 420–425. doi:10.1111/j.1365-3121.1989.tb00403.x. 
  32. ^ «Same forces as today caused climate changes 1.4 billion years ago». University of Denmark. 
  33. ^ FAQ 6.1: What Caused the Ice Ages and Other Important Climate Changes Before the Industrial Era? in IPCC AR4 WG1 2007.
  34. ^ Box 6.2: What Caused the Low Atmospheric Carbon Dioxide Concentrations During Glacial Times? in IPCC AR4 WG1 2007 .
  35. ^ a b Marty, B. (2006). «Water in the Early Earth». Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 62, s. 421–450. doi:10.2138/rmg.2006.62.18. 
  36. ^ Watson, E. B.; Harrison, TM (2005). «Zircon Thermometer Reveals Minimum Melting Conditions on Earliest Earth». Science, 308 (5723), s. 841–4. Bibcode:2005Sci...308..841W. doi:10.1126/science.1110873. PMID 15879213. 
  37. ^ Hagemann, Steffen G.; Gebre-Mariam, Musie; Groves, David I. (1994). «Surface-water influx in shallow-level Archean lode-gold deposits in Western, Australia». Geology, 22 (12), s. 1067. Bibcode:1994Geo....22.1067H. doi:10.1130/0091-7613(1994)022<1067:SWIISL>2.3.CO;2. 
  38. ^ Sagan, C. (1972). Earth and Mars: Evolution of Atmospheres and Surface Temperatures. 
  39. ^ Sagan, C.; Chyba, C (1997). «The Early Faint Sun Paradox: Organic Shielding of Ultraviolet-Labile Greenhouse Gases». Science, 276 (5316), s. 1217–21. Bibcode:1997Sci...276.1217S. doi:10.1126/science.276.5316.1217. PMID 11536805. 
  40. ^ Willson, Richard C.; Hudson, Hugh S. (1991). «The Sun's luminosity over a complete solar cycle». Nature, 351 (6321), s. 42–44. Bibcode:1991Natur.351...42W. doi:10.1038/351042a0. 
  41. ^ Willson, Richard C. (2003). «Secular total solar irradiance trend during solar cycles 21–23». Geophysical Research Letters, 30 (5), s. n/a. Bibcode:2003GeoRL..30.1199W. doi:10.1029/2002GL016038. 
  42. ^ «Solar Irradiance Changes and the Relatively Recent Climate». Solar influences on global change. Washington, D.C: National Academy Press. 1994. s. 36. ISBN 0-309-05148-7. 
  43. ^ a b «Glossary I-M». NASA Earth Observatory. Besøkt 28. februar 2011. 
  44. ^ Bard, Edouard; Raisbeck, Grant; Yiou, Françoise; Jouzel, Jean (2000). «Solar irradiance during the last 1200 years based on cosmogenic nuclides». Tellus B, 52 (3), s. 985–992. Bibcode:2000TellB..52..985B. doi:10.1034/j.1600-0889.2000.d01-7.x. 
  45. ^ Bard, Edouard; Raisbeck, Grant; Yiou, Françoise; Jouzel, Jean (2000). «Solar irradiance during the last 1200 years based on cosmogenic nuclides». Tellus B, 52 (3), s. 985–992. Bibcode:2000TellB..52..985B. doi:10.1034/j.1600-0889.2000.d01-7.x. 
  46. ^ Haigh, Joanna D. (7. oktober 2010). «An influence of solar spectral variations on radiative forcing of climate». Nature, 467 (7316), s. 696–9. Bibcode:2010Natur.467..696H. doi:10.1038/nature09426. ISSN 0028-0836. PMID 20930841. «Currently there is insufficient observational evidence to validate the spectral variations observed by SIM, or to fully characterize other solar cycles, but our findings raise the possibility that the effects of solar variability on temperature throughout the atmosphere may be contrary to current expectations.» 
  47. ^ «CERN’s CLOUD experiment provides unprecedented insight into cloud formation». Nature. 2011. doi:10.1038/news.2011.504. 
  48. ^ a b Miles, M. G.; Grainger, R. G.; Highwood, E. J. (2004). «The significance of volcanic eruption strength and frequency for climate» (pdf). Quarterly Journal of the RoyalMeteorological Society, 130 (602), s. 2361–2376. doi:10.1256/qj.30.60. 
  49. ^ «Volcanic Gases and Climate Change Overview». USGS. Besøkt 31. juli 2014. 
  50. ^ Diggles, Michael (28. februar 2005). «The Cataclysmic 1991 Eruption of Mount Pinatubo, Philippines». U.S. Geological Survey Fact Sheet 113-97. United States Geological Survey. Besøkt 8. oktober 2009. 
  51. ^ Diggles, Michael. «The Cataclysmic 1991 Eruption of Mount Pinatubo, Philippines». Besøkt 31. juli 2014. 
  52. ^ Newhall, Chris. «The Atmospheric Impact of the 1991 Mount Pinatubo Eruption». USGS. Besøkt 31. juli 2014. 
  53. ^ Oppenheimer, Clive (2003). «Climatic, environmental and human consequences of the largest known historic eruption: Tambora volcano (Indonesia) 1815». Progress in Physical Geography, 27 (2), s. 230–259. doi:10.1191/0309133303pp379ra. 
  54. ^ Wignall, P (2001). «Large igneous provinces and mass extinctions». Earth-Science Reviews, 53, s. 1–33. Bibcode:2001ESRv...53....1W. doi:10.1016/S0012-8252(00)00037-4. 
  55. ^ Graf, H.-F.; Feichter, J.; Langmann, B. (1997). «Volcanic sulphur emissions: Estiamtes of source strength and its contribution to the global sulphate distribution» (pdf). Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 102, s. 10727–10738. Bibcode:1997JGR...10210727G. doi:10.1029/96JD03265. 
  56. ^ «IPCC Fourth Assessment Report: Climate Change 2007». Besøkt 31. juli 2014. 
  57. ^ «Volcanic Gases and Their Effects». U.S. Department of the Interior. 10. januar 2006. Besøkt 21. januar 2008. 
  58. ^ «Human Activities Emit Way More Carbon Dioxide Than Do Volcanoes». American Geophysical Union. 14. juni 2011. Besøkt 20. juni 2011. 
  59. ^ Annexes, in IPCC AR4 SYR 2007.
  60. ^ Forest, C. E.; Wolfe, J. A.; Molnar, P. .; Emanuel, K. A. (1999). «Paleoaltimetry incorporating atmospheric physics and botanical estimates of paleoclimate». Geological Society of America Bulletin, 111 (4), s. 497–511. Bibcode:1999GSAB..111..497F. doi:10.1130/0016-7606(1999)111<0497:PIAPAB>2.3.CO;2. 
  61. ^ «Panama: Isthmus that Changed the World». NASA Earth Observatory. Arkivert fra originalen 2. august 2007. Besøkt 1. juli 2008. 
  62. ^ Haug, Gerald H.; Keigwin, Lloyd D. (22. mars 2004). «How the Isthmus of Panama Put Ice in the Arctic». Oceanus (Woods Hole Oceanographic Institution), 42 (2). Besøkt 1. oktober 2013. 
  63. ^ Bruckschen, Peter; Oesmanna, Susanne; Veizer, Ján (30. september 1999). «Isotope stratigraphy of the European Carboniferous: proxy signals for ocean chemistry, climate and tectonics». Chemical Geology, 161 (1–3), s. 127–163. doi:10.1016/S0009-2541(99)00084-4. 
  64. ^ Parrish, Judith T. (1993). «Climate of the Supercontinent Pangea». Chemical Geology (The University of Chicago Press), 101 (2), s. 215–233. Bibcode:1993JG....101..215P. doi:10.1086/648217. JSTOR 30081148. 
  65. ^ David Morrison. «What would be the environmental effects if the earth collided with a large comet? For instance, what would the climate be like afterward, and what forms of life would be most likely to survive?». Scientific American. Besøkt 27. februar 2017. 
  66. ^ America's Climate Choices: Panel on Advancing the Science of Climate Change; National Research Council (2010). Advancing the Science of Climate Change. Washington, D.C.: The National Academies Press. ISBN 0-309-14588-0. «(p1) ... there is a strong, credible body of evidence, based on multiple lines of research, documenting that climate is changing and that these changes are in large part caused by human activities. While much remains to be learned, the core phenomenon, scientific questions, and hypotheses have been examined thoroughly and have stood firm in the face of serious scientific debate and careful evaluation of alternative explanations. * * * (pp. 21–22) Some scientific conclusions or theories have been so thoroughly examined and tested, and supported by so many independent observations and results, that their likelihood of subsequently being found to be wrong is vanishingly small. Such conclusions and theories are then regarded as settled facts. This is the case for the conclusions that the Earth system is warming and that much of this warming is very likely due to human activities.» 
  67. ^ America's Climate Choices: Panel on Advancing the Science of Climate Change; National Research Council (2010). Advancing the Science of Climate Change. Washington, D.C.: The National Academies Press. ISBN 0-309-14588-0. 
  68. ^ «Irreversible climate change due to carbon dioxide emissions». Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America (Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America), 106 (6), s. 1704–9. 2009. Bibcode:2009PNAS..106.1704S. doi:10.1073/pnas.0812721106. PMC 2632717. PMID 19179281. 
  69. ^ Steinfeld, H. (2006). Livestock's long shadow. 
  70. ^ The Editorial Board (28. november 2015). «What the Paris Climate Meeting Must Do». New York Times. Besøkt 28. november 2015. 
  71. ^ Brown, Dwayne; Cabbage, Michael; McCarthy, Leslie; Norton, Karen (20. januar 2016). «NASA, NOAA Analyses Reveal Record-Shattering Global Warm Temperatures in 2015». NASA. Besøkt 21. januar 2016. 
  72. ^ Petit, J. R.; Jouzel, J.; Raynaud, D.; Barkov, N. I.; Barnola, J.-M.; Basile, I.; Bender, M.; Chappellaz, J.; Davis, M.; Delaygue, G.; Delmotte, M.; Kotlyakov, V. M.; Legrand, M.; Lipenkov, V. Y.; Lorius, C.; Ritz, C.; Saltzman, E. (3. juni 1999). «Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica». Nature, 399 (1), s. 429–436. Bibcode:1999Natur.399..429P. doi:10.1038/20859. 
  73. ^ a b Demenocal, P. B. (2001). «Cultural Responses to Climate Change During the Late Holocene». Science, 292 (5517), s. 667–673. Bibcode:2001Sci...292..667D. doi:10.1126/science.1059827. PMID 11303088. 
  74. ^ Seiz, G. (2007). The activities of the World Glacier Monitoring Service (WGMS). Arkivert fra originalen 25. mars 2009. Besøkt 21. juni 2009. 
  75. ^ Zemp, M. (2008). United Nations Environment Programme – Global Glacier Changes: facts and figures (PDF). Besøkt 21. juni 2009. 
  76. ^ «International Stratigraphic Chart». International Commission on Stratigraphy. 2008. Besøkt 3. oktober 2011. 
  77. ^ NASA Global Climate Change "Climate Change: How do we know?",
  78. ^ Shaftel, Holly. «Arctic Sea Ice Minimum». Earth Science Communications Team at NASA's Jet Propulsion Laboratory. Besøkt 21. juni 2015. 
  79. ^ Kinver, Mark (15. november 2011). «UK trees' fruit ripening '18 days earlier'». Bbc.co.uk. Besøkt 1. november 2012. 
  80. ^ a b Sahney, S.; Benton, M. J.; Falcon-Lang, H. J. (2010). «Rainforest collapse triggered Pennsylvanian tetrapod diversification in Euramerica» (PDF). Geology, 38 (12), s. 1079–1082. Bibcode:2010Geo....38.1079S. doi:10.1130/G31182.1. Besøkt 27. november 2013. 
  81. ^ Bachelet, D.; Neilson, R.; Lenihan, J. M.; Drapek, R. J. (2001). «Climate Change Effects on Vegetation Distribution and Carbon Budget in the United States». Ecosystems, 4 (3), s. 164–185. doi:10.1007/s10021-001-0002-7. 
  82. ^ Konert, M.; Fady, B.; Gömöry, D.; A'Hara, S.; Wolter,F; Ducci, F.; Koskela,J.; Bozzano,M.; Maaten, T. & Kowalczyk, J. «Use and Transfer of forest reproductive material in Europe in the context of climate change». European Forest Genetic Resources Programme. 
  83. ^ Koskela, J.; Buck, A.; Teissier du Cros, E. «Climate change and forest genetic diversity - Implications for sustainable forest management in Europe». European Forest Genetic Resources Programme. 
  84. ^ Langdon, PG; Barber, KE; Lomas-Clarke, SH; Lomas-Clarke, S. H. (August 2004). «Reconstructing climate and environmental change in northern England through chironomid and pollen analyses: evidence from Talkin Tarn, Cumbria». Journal of Paleolimnology, 32 (2), s. 197–213. doi:10.1023/B:JOPL.0000029433.85764.a5. 
  85. ^ Birks, HH (mars 2003). «The importance of plant macrofossils in the reconstruction of Lateglacial vegetation and climate: examples from Scotland, western Norway, and Minnesota, USA». Quaternary Science Reviews, 22 (5–7), s. 453–473. Bibcode:2003QSRv...22..453B. doi:10.1016/S0277-3791(02)00248-2. 
  86. ^ Miyoshi, N; Fujiki, Toshiyuki; Morita, Yoshimune (1999). «Palynology of a 250-m core from Lake Biwa: a 430,000-year record of glacial–interglacial vegetation change in Japan». Review of Palaeobotany and Palynology, 104 (3–4), s. 267–283. doi:10.1016/S0034-6667(98)00058-X. 
  87. ^ Prentice, I. Colin (1991). «Vegetation and Climate Change in Eastern North America Since the Last Glacial Maximum». Ecology, 72 (6), s. 2038–2056. doi:10.2307/1941558. JSTOR 1941558. 
  88. ^ a b c Adams J.M. & Faure H. (1997) (eds.), QEN members. Review and Atlas of Palaeovegetation: Preliminary land ecosystem maps of the world since the Last Glacial Maximum. Oak Ridge National Laboratory, TN, USA.
  89. ^ a b New, M., Todd, M., Hulme, M. and Jones, P. (desember 2001). «Review: Precipitation measurements and trends in the twentieth century». International Journal of Climatology, 21 (15), s. 1889–1922. Bibcode:2001IJCli..21.1889N. doi:10.1002/joc.680. 
  90. ^ Dominic, F., Burns, S.J., Neff, U., Mudulsee, M., Mangina, A. and Matter, A. (April 2004). «Palaeoclimatic interpretation of high-resolution oxygen isotope profiles derived from annually laminated speleothems from Southern Oman». Quaternary Science Reviews, 23 (7–8), s. 935–945. Bibcode:2004QSRv...23..935F. doi:10.1016/j.quascirev.2003.06.019. 
  91. ^ http://www.nature.com/nature/journal/vaop/ncurrent/full/nature18273.html
  92. ^ http://www.nature.com/news/clouds-get-high-on-climate-change-1.20230
  93. ^ a b Huntington, T.G. (U.S. Geological Survey) (mars 2006). «Evidence for intensification of the global water cycle: Review and synthesis». Journal of Hydrology, 319 (1–4), s. 83–95. Bibcode:2006JHyd..319...83H. doi:10.1016/j.jhydrol.2005.07.003. 
  94. ^ «Variations in annual global precipitation (1979–2004), based on the Global Precipitation Climatology Project 2.5° analysis». Geophysical Research Letters, 33 (6). 2006. Bibcode:2006GeoRL..3306705S. doi:10.1029/2005GL025393. 
  95. ^ Dendroclimatology : progress and prospect. New York: Springer. 2010. ISBN 978-1-4020-4010-8. 
  96. ^ Coope, G.R. (4. mai 1999). «Temperature gradients in northern Europe during the last glacial—Holocene transition(14–9 14 C kyr BP) interpreted from coleopteran assemblages». [Journal of Quaternary Science, 13 (5), s. 419–433. Bibcode:1998JQS....13..419C. doi:10.1002/(SICI)1099-1417(1998090)13:5<419::AID-JQS410>3.0.CO;2-D. 
  97. ^ FAO Fisheries Technical Paper. No. 410. Rome, FAO. 2001. Climate Change and Long-Term Fluctuations of Commercial Catches. United Nations Food and Agriculture Organization.
  98. ^ Brown, C. J., Fulton, E. A., Hobday, A. J., Matear, R. J., Possingham, H. P., Bulman, C., Christensen, V., Forrest, R. E., Gehrke, P. C., Gribble, N. A., Griffiths, S. P., Lozano-Montes, H., Martin, J. M., Metcalf, S., Okey, T. A., Watson, R. and Richardson, A. J. (April 2010). «Effects of climate-driven primary production change on marine food webs: Implications for fisheries and conservation». Global Change Biology, 16 (4), s. 1194–1212. doi:10.1111/j.1365-2486.2009.02046.x. 
  99. ^ Zachos, J.C. (2001). «Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate, 65 Ma to Present». Science, 292 (5517), s. 686–693. Bibcode:2001Sci...292..686Z. doi:10.1126/science.1059412. PMID 11326091. 
  100. ^ «Sea Level Change». University of Colorado at Boulder. Besøkt 21. juli 2009. 
  101. ^ Hansen, James. «Science Briefs: Earth's Climate History». NASA GISS. Besøkt 25. april 2013. 

Litteratur[rediger | rediger kilde]

Videre lesning[rediger | rediger kilde]

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]

Wikiquote Wikiquote: Klimaendring – sitater

(en) Kategori:Climate change – bilder, video eller lyd på Wikimedia Commons