Hopp til innhold

Klimaendring

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
(Omdirigert fra «Klimaendringer»)
Denne artikkelen handler mest om fortidens klimaendringer. Klimaendringer kan også referere til global oppvarming som er endringer forårsaket av menneskelige påvirkninger.
Forskjellige faktorer som gir klimaendringer.
Foto: William Crochot

Klimaendringer er forandringer 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 forandringer 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 jorden, platetektonikk, og vulkanutbrudd. Menneskelige aktiviteter har også blitt identifisert som viktige årsaker til det siste århundrets 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 iskjerneprøver, 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

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]

På norsk brukes ofte ordet «klimaendring» for å beskrive forskjellen i klimaet på lengre sikt, mens «klimavariasjoner» betegner korte tidsskalaer.[4]

Årsaker

Jordens klima har alltid vært under endring. Det er, og har vært, flere fysiske årsaker til dette, kjent som klimapådriv, og oftest har det vært flere mekanismer som virker samtidig. Disse kan gjerne virke mot hverandre, eller de virker i samme retning, slik at de forsterker den samlede virkningen. Dermed blir klimaet en kombinasjon av en forutsigbar respons på en påvirkning og uforutsigbare innslag av ulike årsaker av en ikke-lineær, kaotisk karakter. Klimavariasjoner og klimapådrag kan deles inn i forskjellige kategorier, for eksempel naturlige- og menneskeskapte. Disse virker gjerne samtidig.[5]

Naturlig drivhuseffekt

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

Utdypende artikkel: Drivhuseffekt

Ordet drivhuseffekt kommer av en analogi til et drivhus. I et drivhus, se illustrasjon, vil sollyset det meste av den kortbølgede solstrålingen gå rett gjennom glasstak og -vegger. Gulv, jord og planter abosberer strålingen, varmes opp og sender ut langbølget stråling (varmestråling). Tak og vegger absorberer den langbølgede strålingen og emittere denne energien tilbake.[6][7]

Solstråling består for det meste av kortbølget stråling og en stor del går gjennom atmosfæren og varmer opp jordoverflaten. Jordoverflaten varmes opp og den resulterende utstrålingen fra jorden er langbølget infrarød stråling (terrestrisk). Denne går opp i atmosfæren og en stor del blir absorbert av gassene der. I neste omgang vil gassene i atmosfæren emittere (sende ut) denne energien som langbølget stråling. Noe av denne strålingen fra atmosfæren går ut i verdensrommet, mens en annen del stråles tilbake til jorden (atmosfærisk tilbakestråling). De faktiske forholdene er mer kompliserte, blant annet siden noe av strålingen reflekteres.[6][7]

Mange mekanismer for klimapådriv

Utdypende artikkel: Klimapådriv

Om klimaet på jorden er i en stabil tilstand vil netto solinnstråling ved atmosfærens ytre grense være lik varmestrålingen fra jorden og ut til verdensrommet. Denne balansen må gjelde for hele jordkloden gjennomsnittlig over noen år.[8]

Ved en ubalanse med oppvarming av jorden vil solstrålingen være større enn utstrålt energi. Da oppstår en ubalanse som gir strålingspådriv. Klimasystemet vil gjenopprette en ny balanse noe som forårsaker en temperaturøkning. Denne temperaturendringen fører til endring av varmestrålingen ut til verdensrommet, men etter en viss tid vil balansen for inn- og utgående energi bli gjenopprettet. På vei mot en ny balanse kan klimasystemet blir endret, for eksempel ved endret sirkulasjon i havet og atmosfæren.[8]

Tiden det tar for å oppnå strålingsbalanse, og stabilt nytt klima, er i stor grad bestemt av den store varmekapasiteten og den langsomme sirkulasjon til havet. Om jorden ikke hadde hav og årstidsvariasjoner, og dersom vegetasjon, snø- og isdekke ikke endret seg, ville en plutselig endring av strålingsbalansen ført til en ny stabil balanse i løpet av kort tid. I virkeligheten vil utbredelse av snø og sjøis, havets betydning og endringer av vegetasjon og innlandsis bety at endringene tar meget lang tid.[9]

Klimapådriv er prosesser som gir variasjoner i solstråling (strålingspådriv), variasjoner i jordens bane, variasjoner i albedo eller refleksjon forårsaket av landjorden, atmosfære og hav, samt endringer i konsentrasjon av klimagasser.[10]

Klimapådriv kan klassifiseres etter om de påvirker med et strålingspådriv eller ikke gjør det.[11] Klimapådriv som ikke påvirker strålingspådrivet forårsaker en klimaendring som innebærer en omfordeling av energi i klimasystemet, siden disse ikke direkte påvirker balansen mellom innkommende solstråling og utgående stråling fra jorden.[12] Eksempler er svært langsomme endringer som påvirker jordoverflatens beskaffenhet, som fordeling av hav og fjellkjeder, og dermed påvirker havstrømmer og atmosfærens luftsirkulasjon.[13]

Ytre klimapådriv kan være naturlige, som vulkanutbrudd og endringer i solens stråling, eller menneskeskapte, som for eksempel økt karbondioksid i atmosfæren.[14] På den annen side er internt klimapådriv de som finnes i klimasystemet selv, som El Niño og Kvasibiennal oscillasjon. Disse variasjonene påvirker den globale overflatetemperaturen ved endring av varmedistribusjon mellom havdypene og atmosfæren.[15][16]

Et beslektet begrep er tilbakekoblingsmekanismer, som er prosesser i klimasystemet som enten kan forsterke eller svekke virkningen av klimapådrivet. Her er det en sammenheng mellom årsak og virkning: Pådraget setter i gang klimaendringer, mens tilbakekoplingsmekanismene som regel bestemmer størrelsen på dem.[17]

Interne mekanismer for pådriv

Forskere definerer generelt de fem komponentene i jordens klimasystem til å omfatte atmosfæren, hydrosfæren, kryosfæren, litosfæren (begrenset til overflatejord, bergarter og sedimenter), og biosfæren.[18] Naturlige endringer i klimasystemet (indre pådriv) resultere i interne klimavariasjoner.[19] Eksempler er endret artsutbredelse og endringer i sirkulasjonen mellom hav og atmosfære.

Variasjoner mellom hav og atmosfære

Den tiårige svingingen i Stillehavet 1925–2010.

Havet og atmosfæren kan arbeide sammen slik at det spontant gir interne klimavariasjoner som kan vedvare i flere år eller flere tiår av gangen.[20][21] Eksempler på denne type variasjoner er El Niño, den tiårige svingingen i Stillehavet (veksling mellom varmt eller kjølig overflatevatn i Stillehavet nord for 20° bredde) og den atlantiske multidekadiske svingningen. Disse variasjonene kan påvirke den globale gjennomsnittlige overflatetemperaturen ved å omfordele varme mellom dyphavet og atmosfæren,[22][23] eller ved å endre forholdet mellom skyer, vanndamp og havis, noe som kan påvirke det totale energibudsjett på jorden.[24][25]

Disse svingningene kan gi variasjoner over hundrevis av år på grunn av at havet har en masse som er flere hundrer ganger større enn atmosfæren, i tillegg til at det har 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, en hendelse som fant sted mellom omtrent 1600 til 1800.[26]

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

Livet på jorden

Livet på jorden påvirker klimaet gjennom karbonets og vannets kretsløp, samt gjennom mekanismer som albedo, evapotranspirasjon, skydannelse og forvitring.[27][28][29] Eksempler på hvordan livet kan ha påvirket fortidens klima er:

  • En istid ble utløst for 2,3 milliarder år siden på grunn av utviklingen av fotosyntesen som ga høyt innhold av fritt oksygen, men som utarmet atmosfærens innhold av drivhusgassen CO2.[30][31]
  • En annen istid oppstod for 300 millioner år siden innledet av langvarig begravelse av nedbrytingsbestandig detritus av vaskulære landplanter, noe som ga et stort opptak av karbon (karbonsluk) og skapte kull i berggrunnen.[32][33]
  • Opphør av paleocen-eocen-termalmaksimumet for 55 millioner år siden på grunn av oppblomstrende marint planteplankton.[34][35]
  • Reversering av global oppvarming for 49 millioner år siden på grunn av Azolla-hendelsen, som var en oppblomstring av en type bregner som trives i ferskvann. Hendelsen varte i 800 000 år og fant sted i Nordishavet.[36][37]
  • Global nedkjøling i løpet av de siste 40 millioner år drevet av utvidelsen av gressletter (tundra og steppe) på bekostning av skog. Gressmarker og tundra tok dermed opp karbon fra atmosfæren, reduserte bakkens transpirasjon og ga økt albedo, altså at landjorden ga fra seg mindre fuktighet og mer av sollyset ble reflektert.[38][39]

Eksterne mekanismer for pådriv

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

Banevariasjoner

Utdypende artikkel: Milanković-syklusene

Svake variasjoner i jordens 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 gjennomsnittelig registrert årlig solstråling, men det kan være sterke endringer med hensyn på fordelingen rent geografisk og sesongmessig. De tre typer banevariasjoner er endringer i jordens 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 istidene og mellomistider,[40] samt utbredelse og tilbaketrekkingen av Sahara.[40]

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.[41] 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.[42]

Solens strålingspådriv

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.

Solens energiproduksjon har også variasjoner på forskjellige tidsskalaer, som den elleveårlige solsyklusen og modulasjoner med lengre varighet.[43][44] Solens intensitetsvariasjoner kan muligens tilskrives hendelser som Wolf, Spörer og Maunder minimum. Slike hendelser anses for å ha hatt påvirkninger som den lille istid,[45] samt 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.[46][47] 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).[46][48]

Vulkansk påvirkning

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.[49] Dette skyldes de optiske egenskapene til SO2 og sulfataerosoler som sterkt absorberer eller sprer solstråling, noe som skaper et globalt lag av svovelsyredis.[50]

I gjennomsnitt vil større vulkanutbrudd forekommer flere ganger per århundre, og føre til avkjøling ved delvis å blokkere innstråling av sollys til jordoverflaten. Utbruddet av vulkanen Pinatubo i Filippinene 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 rundt tre år.[51][52] Dermed oppstod en nedkjøling over store deler av jorden med redusert jordoverflatetemperaturer i årene 1991–1993. Dette tilsvarende en reduksjon i netto solinstråling på 4 W per m³.[53] Utbruddet av Tambora i 1815 forårsaket det såkalte året uten sommer.[54] Mye større utbrudd enn dette, kjent som supervulkaner, kan ha forekommet med 50–100 millioner års mellomrom. Disse kan i jordens fortid ha forårsaket global oppvarming og masseutryddelser.[55]

Platetektonikk

Utdypende artikkel: Platetektonikk

Animasjon som viser kontinentaldrift de siste 150 millioner år.

Over millioner av år beveges de tektoniske platene som landjorden består av, noe som fører til endret posisjon for jordens land- og havområder, samt at det endrer landjordens topografi. Dette kan påvirke både globale og lokale mønstre i klima og atmosfære-havsirkulasjon.[56]

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 Atlanterhavet og Stillehavet. Dette fikk sterkt innvirkning på havets dynamikk med dannelse av Golfstrømmen som konsekvens.[57][58] Under karbon for rundt 300 til 360 millioner år siden kan platetektonikk ha utløst storstilt lagring av karbon og økt dannelse Isbreer.[59]

Kometer

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.[60] Kometnedslag hendte mye hyppigere i jordens tidligere tider, og er mer usannsynlig nå.

Menneskelig påvirkninger

Utdypende artikkel: Global oppvarming

Økning i atmosfærisk CO2-innhold siden 1958.

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,»[61][62] og at de «i stor grad er irreversible».[63]

Den størst bekymringen knyttet til 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[64] og avskoging, har også betydning, både hver for seg og i samspill med andre faktorer.[65]

Fysiske bevis

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.[66]
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. Jordens overflatetemperatur er målt siden 1700-tallet, med et tilstrekkelig omfattende målenett til å kunne angi en globalt middeltemperatur siden 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,[67] dendrokronologi, havnivåendring og glasiologi.

Temperaturmålinger og proxy

Måleserier med instrumenter i værstasjoner på bakken ble supplert med et globalt nett av radiosondestasjoner fra midten av 1900-tallet, og fra 1970-årene suplert 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

Klimaendringer i fortiden kan oppdages ved tilsvarende endringer i bosetning og landbruksmønstre. Arkeologiske bevis, muntlige overleveringer og historiske dokumenter kan gi innsikt i endringer i klimaet. Blant annet har historiske klimaendringer har vært knyttet til sammenbrudd av ulike sivilisasjoner.[68]

Isbreer

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

Isbreer følsomme indikatorer på klimaendringer. 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.[69][70]

Kartlegging av alle verdens isbreer har blitt gjort siden 1970-årene, i første omgang i hovedsak basert på flyfoto, kart og etterhvert også med satellitter. 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 tilstand eller vekst i 1920-årene og senere i 1970-årene, men at de igjen begynte å trekke seg tilbake fra midten av 1980-årene fram til i dag.[71]

Tap av den arktisk havisen

Reduksjonen av den arktiske havisens utbredelse og tykkelse siden slutten av 1900-tallet er bevis for raske klimaendringer.[72]

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.[73]

Vegetasjonen

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.[74] 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.[75]

Store, raske eller radikale endringer, kan imidlertid under visse omstendigheter føre til stress på vegetasjon, rask plante tap og forørkning. 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.[76][77]

Pollenanalyse

Pollenanalyse er studiet av moderne og fossilt pollen og sporer. Analysene brukes til å utlede den geografiske fordelingen av plantearter, noe 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.[78][79] Som et eksempel har pollenanalyse blitt brukt til å spore endringer av vegetasjonsmønstre gjennom kvartære istider og spesielt siden siste istids maksimum.[80][81]

Dendroklimatologi

Dendrokronologi er analyse av vekstmønstre for årringer i trestammer for å påvise tidligere klimavariasjoner.[82] Brede og tykke årringer indikerer en fruktbar, gunstig vekstperiode, mens tynne, smale ringer indikerer en tid med kjølig og ugunstige vær og ikke ideelle vekstforhold for treet.[83]

Iskjerneanalyser

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

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.[84]

På samme måte har den store mengden av historiske fiskearter funnet å være en indikator for sammenheng med observerte klimatiske forhold.[85] Endringer i primærproduksjonen av autotrofie organismer i havet kan påvirke marine næringskjeder.[86]

Analyser av foraminifera i sedimentkjerner kan brukes på tilsvarende måte.[87]

Klimahistorie

De største klimaendringene som har skjedd siden slutten av pliocen, for cirka 3 millioner år siden, er syklusene med istider og mellomistider. Den nåværende perioden med mellomistid (holocen) har vart i cirka 11 700 år[88] Endringene er et resultat av jordens banevariasjoner, endringer av utbredelsen av innlandsis, i samspill med betydelige havnivåendringer. Plutselige endringer som i yngre dryas, illustrerer hvordan glasiale variasjoner også kan påvirke klimaet uten at jordbanen er årsaken.

Snøballteorien er en hypotese om at jorden fire ganger før kambrium, det vil si for mer enn 542 millioner år siden, har vært fullstendig dekket av is. På engelsk brukes betegnelsen snøballjorden (Snowball Earth). Noe som bygger opp om teorien er funn i morenebergarter (tillitt). En mener at i disse periodene har eneste liv på jorden vært spesielle miljøer under isen på havbunnen og ved vulkaner. Mellom periodene har øvrige livsformer utdød.[89]

Forskerne er enige om at det i jorden har opplved mange istider, der store regioner har vært dekket av tykke iskapper. Mellom disse periodene med global nedkjøling har det vært mellomistider. Overgangen mellom disse er sykliske, men med variable tider mellom endringene.[90]

Kjente istider

Tidslinje for istider vist i blått.

Det har vært minst fem store istider i jordens historie, disse er kjent som Huronistiden, Kryogenium, Andes-Sahara-istiden, Karooistiden, og den siste, kvartæristiden. Mellom disse epokene synes jorden å ha vært isfri selv på høye breddegrader.[91][92][93]

Maksimal sørgrense for de pleistocene innlandsisene i Tyskland og tilstøtende områder:
Blå linje: Elster
Gul linje: Saale (Drenthe-stadial)
Rød linje: Weichsel (Brandenburg-stadial)

Huronistiden

Huronistiden var en periode for rundt 2,4 til 2,1 milliarder år siden i den tidlige fasen av proterozoikum. Beviser for denne isteden er en flere hundre kilometer lang geologisk formasjon (Huronian) nord og nordøst for Lake Huron. Lignende beviser for denne istiden er paleoproterozoiske islagsavsetninger i Michigan og Vest-Australia. Denne istiden kan ha vært forårsaket av reduksjon av atmosfærisk metan, en klimagass, under oksygenkatastrofen.[94][93] En annen teori er at global nedkjøling startet på grunn av en 250 millioner år lang periode uten vulkansk aktivitet. Dette ga redusert nivå av CO2 i atmosfæren, og dermed redusert drivhuseffekt.[95]

Kryogenium

Kryogenium var en hendelse for 720 til 630 millioner år siden. Denne kan ha formet en snøballjord hvor isbreer fra polene strakk seg helt ned til ekvator,[96] En hypotese er at istiden startet på grunn av dannelse av liv i form av organiser med én, eller muligens flere celler. Da disse døde la de seg på sjøbunnen og forårsaket reduksjon av CO2 i atmosfæren, noe som reduserte drivhuseffekten og ga nedkjøing.[95] Epoken ble muligens avsluttet ved akkumulering av klimagasser, som for eksempel CO2 produsert av vulkaner.[97] Dannelse av klimagasser skapte dermed en drivhuseffekt som avsluttet istiden.[93]

Andes-Sahara-istiden

Data fra sedimentprøver viser de fluktuerende sekvenser av isbreer og mellomistide i løpet de siste millioner år.

Andean-Sahara-istiden for 460 til 420 millioner år siden i periodene fra tidlig ordovicium og silur. Beviser for denne perioden er geologiske prøver fra fjellkjeden Tassili n'Ajjer i den vestlige delen av Sahara, derav navnet på istiden. Det finnes også korrelerte geologiske prøver fra Andesfjellene i Sør-Amerika og andre steder.[93]

Karooistiden

Utviklingen av planteliv på landjorden skjedde ved starten av devon og førte til en langvarig økning i oksygennivået og reduksjon av CO2-konsentrasjonen i atmosfæren. Dette resulterte i en global nedkjøling og en istid, kjent som Karooistiden, for mellom 360 og 260 millioner år siden. Beviser for at denne er sedimenter i regionen Karoo i Sør-Afrika, med korrelerte funn i Argentina.[98][93] Det finnes noen beviser for at det i denne perioden var flere istider som kom og gikk.[95]

Pleistocen- og kvartær-istidene

Kvartær startet for 2,58 millioner år siden, og det var i denne periode at dannelsen isbreer på den nordlige halvkule begynte. Disse istidene er kjent som pleistocen- og kvartær-istidene. Siden da har jorden gjennomløpt sykluser av istider med isbreer som strakte seg ut, og trakk seg tilbake med tidsskalaer på 40 000 og 100 000 år. Disse kalles istider og mellomistider. Jorden er for tiden i en mellomistid, der den siste istiden ble avsluttet for rundt 10 000 år siden. Alt som er igjen av de store kontinentale isbreene er Grønlandsisen, isen over Antarktis og mindre isbreer, som på Baffin Island.[93][99]

Paleoklimatologene mener at det for 110 000 og 15 000 år siden var flere perioder med nedkjøling og oppvarming på den nordlige halvkule. Disse hendelsene kalles Dansgaard-Oeschger-hendelser, oppkalt etter paleoklimatologene Willi Dansgaard og Hans Oeschger. Kunnskapen om dette har en fra iskjerneprøver fra Grønlandsisen samt sedimentprøver fra Atlanterhavet. Karakteristisk for disse hendelsene er at en oppvarming på 10 °C skjedde over noen tiår, etterfulgt av et årtusen med gradvis redusert temperatur.[100] Samtidig med oppvarming på den nordlige halvkule skjedde en nedkjøling på den sørlige, mens det motsatte inntraff ved nedkjøling på den nordlige halvkule.[101]

Klimaendringer de siste 1000 år

The Frozen Thames. Islagt Themsen malt i 1677 av Abraham Hondius, ikke noe vanlig fenomen i moderne tid.

Rekonstruksjon av temperaturen på den nordlige halvkule de siste tusen år er basert på proksydata bestående av årringsanalyser, iskjerneprøver, sedimentprøver og historiske nedtegnelser. Det ser ut til at temperaturen har vært noe høyere mellom 1050 og 1330 enn fra 1400 til 1900. Spesielt viser nedtegnelser at det i Vest- og Sentral-Europa har vært spesielt varmt i tiden rundt 1300. Fra Island har en nedtegnelser som indikerer milde temperaturer opp til slutten av 1100-tallet. I denne perioden koloniserte vikingene Grønland og inuitene bosatte seg på Ellesmereøya i canadiske Arktis.[102]

Harde vintre fulgte fra 1450 til 1700, en periode omtalt som den lille istid. I denne perioden var det stor utbredelse av is i Arktisk og utbredelse av isbreer opp til et maksimum uten sidestykke siden istiden. Den kaldeste perioden av den lille istiden på den nordlige halvkule var fra årene 1570 til 1730.[102]

Endringer i nyere tid

I tiden etter den lille istiden foreligger det instrumentmålinger fra både Europa og USA. Disse viser at en varmere periode begynte fra rundt 1850 eller tidligere.[102] Den gjennomsnittlige globale overflatetemperaturen (land og hav) viser at temperaturen var 1,09 °C høyere i perioden 2010–2012 enn i førindustriell tid, basert på flere uavhengig produserte datasett.[103] Trenden var minst i tropene og mest markant i kyststrøk på høye breddegrader med mye skyer. Vintertemperaturene ble mest påvirket i disse sistnevnte områdene. Denne temperaturøkningen har ikke vært jevn, og kan deles inn i fire perioder:[102]

  • 1881–1920 der det var gjennomsnittlig årlig svinging med 0,4 ºC som høyeste verdi, men ingen konsistent trend.[102]
  • 1920–1945 opptråde en temperaturøkning på gjennomsnittlig 0,4 ºC.[102]
  • 1945–rundt 1970 med svingninger mellom ytterpunkter mindre enn 0,4 ºC. I denne perioden er det observert en liten gjennomsnittlig nedkjøling på den nordlige halvkule, mens den sørlige halvkule hadde nokså konstant temperatur. Sibir, østlige arktiske deler av Canada opplevde i perioder lavere vintertemperaturer,[102] mens det var en svak temperaturøkning i vestlige deler av USA og Øst-Europa og Japan.[104]
  • Rundt 1970–2000 med en markert global oppvarming på rundt 0,5 ºC,[104] med unntak for det nordlige og sørlige Stillehavet, Nord-Atlanteren, Europa, Amazonas og Antarktis hvor det oppstod en nedkjøling.[105]

Årsaker til klimaendringene etter 1900

De observerte klimaendringene de siste århundrene er ikke fullt ut forstått. Det finnes mange forklaringer, og sannsynligvis er det også flere enn én faktor som har spilt inn. Noen faktorer er naturlige, andre menneskeskapte, og spesielt aerosoler kan ha begge årsaker.[klargjør] Klimaendringer de første 30 årene av 1900-tallet ser ut til å være drevet av kraftigere global vindsirkulasjon. Det oppstod en kraftig økning i styrken til vestavindene over Nord-Atlanteren, det samme med de nordøstlige passatvindene, sommermonsunene i Sør-Asia og vestavindene på den sørlige halvkule.[106]

Sammenligning mellom global temperatur modelert (brun) og målt (svart) øverst for hele 1900-tallet. Nederst vses vises modelering av temperaturuvrikling om det bare tas hensyn til sulfat aerosoler (rosa), vulkanutbrudd (grønn), ozone (turkis), variasjon i solintensitet (rød) og drivhusgasser.
Foto: Robert A. Rohde

Markerte klimaendringer har skjedd i Nord-Atlanteren i forbindelse med den positive fase av den nordatlantisk oscillasjon. Denne var for det meste negativ mellom 1930 og 1970, men returnerte etter 1980 til den hovedsakelig positive fasen (som ga sterkere vestlige luftstrømmer), som også dominert de to første tiårene av 1900-tallet. Vintrene 1995 til 1996 og 1996 til 1997 avbrøt imidlertid en serie av milde vintre i Nord-Europa.[106]

Årsaken til disse klimaendringene kan finnes i energiblansen for klimasystemet bestående av jorden og atmosfæren, som får sin energi fra solen. Det finnes indikasjoner på at solen har svigniner som gir rundt 0,5 % variasjon for den innkommende solenergien. Spesielt kan store utslipp av energirike partikler og ultrafiolett stråling oppstå ved kortvarige solstormer. Solsykluser kan forklare en svingning i jordens lufttemperatur på rundt 0,1 °C.[106]

En tror også at endrigner av atmosfæresammensetningen kan ha spilt en rolle, spesielt at redusert vulkansk aktivitet etter 1914 kan ha spilt en rolle for global oppvarming tidlig på 1900-tallet. Senere vulkanutbrudd som El Chichon i mars 1982 og Mount Pinatubo i juni 1991 gå økt interesse for å undersøke dette. Imidlertid er dette fremdeles dårlig forstått, spesielt fordi det foreligger få godt observerte tilfeller. På samme måte er bidraget fra aerosoler også kompleks og ikke noe en har sikker kunnskap om.[107]

Fra 1951 til 2010 mener FNs klimapanelt at det er veldig sannsynlig (90–100 %) at mer enn halvparten av den observerte globale gjennomsnittlige overflate temperaturøkningen skyldes menneskeskapt økning av drivhisgasser i atmosfæren. Det er sannsynlig (66–100 %) at drivhusgassene har bidrat med 0,5–1,3 °C av temperaturøkningen og at andre menneskeskapte på påtrykk har bidrat med -0,6–0,1 °C. Videre er det sannsynlig at bidrag fra naturlige påtrykk vært -0,1–0,1 °C og fra interne variasjoner i klimasystemet -0,1–0,1 °C Summen av disse har gitt den observerte oppvarmingen i perioden på 0,6 °C.[108]

Se også

Noter

Type nummerering


Referanser

  1. ^ Solomon (red.). «Forståelse og tilskrive klimaendringer». Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). 
  2. ^ «Ordliste - Climate Change». Senteret står National Snow and Ice data Center. Arkivert fra originalen 18. januar 2010. «Arkivert kopi». Arkivert fra originalen 18. januar 2010. Besøkt 28. februar 2017. ;Ordliste Arkivert 7. mars 2018 hos Wayback Machine., i IPCC TAR WG1 2001.
  3. ^ «The United Nations Framework Convention on Climate Change». 21. mars 1994. Arkivert fra originalen 30. april 2010. «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. ^ (no) «Klimaendring» i Store norske leksikon
  5. ^ Nordli, Øyvind; Hygen, Hans Olav; Benestad, Rasmus (24. oktober 2018). «Er det noen tvil om menneskeskapte klimaendringer?». Naturen. 04 (på norsk). 142: 136–143. ISSN 1504-3118. doi:10.18261/issn.1504-3118-2018-04-02. Besøkt 25. juli 2019. 
  6. ^ a b Barry, Roger G. og Chorley, Richard J. (2003). Atmosphere, Weather and Climate (Åttende utg.). London, Storbritannia: Routledge. s. 51. ISBN 0-203-44051-X. 
  7. ^ a b Stordal, Frode (1993). Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt. Oslo: Universitetsforl. s. 94. ISBN 8200408035. 
  8. ^ a b Grønås 2011, s. 51.
  9. ^ Grønås 2011, s. 51–52.
  10. ^ Smith, Ralph C. (2013). Uncertainty Quantification: Theory, Implementation, and Applications. Computational Science and Engineering. 12. SIAM. s. 23–29. ISBN 1611973228. 
  11. ^ «Radiative Forcing of Climate Change: Expanding the Concept and Addressing Uncertainties». National Research Council - The National Academies Press. 2005. s. 2. doi:10.17226/11175. 
  12. ^ J.M.K.C. Donev m.fl. (4. januar 2019). «Radiative forcing». University of Calgary. Besøkt 26. januar 2019. 
  13. ^ Barry og Chorley 2003, s. 356.
  14. ^ «ytre klimapådriv». termportalen.no. 27. mars 2023. 
  15. ^ 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): 7298–310. Bibcode:2013JCli...26.7298M. doi:10.1175/JCLI-D-12-00548.1. 
  16. ^ England, Matthew H.; McGregor, Shayne; Spence, Paul; Meehl, Gerald A.; Timmermann, Axel; Cai, Wenju; Gupta, Alex Sen; McPhaden, Michael J.; Purich, Ariaan (1. mars 2014). «Recent intensification of wind-driven circulation in the Pacific and the ongoing warming hiatus». Nature Climate Change. 4 (3): 222–27. Bibcode:2014NatCC...4..222E. doi:10.1038/nclimate2106. 
  17. ^ Grønås 2011, s. 62.
  18. ^ «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.» 
  19. ^ IPCC (2007). «What are Climate Change and Climate Variability?». IPCC. 
  20. ^ 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: 9957. PMC 4404682 Åpent tilgjengelig. PMID 25898351. doi:10.1038/srep09957. 
  21. ^ Hasselmann, K. (1. desember 1976). «Stochastic climate models Part I. Theory». Tellus. 28 (6): 473–485. doi:10.1111/j.2153-3490.1976.tb00696.x. 
  22. ^ 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): 7298–7310. doi:10.1175/JCLI-D-12-00548.1. 
  23. ^ England, Matthew H.; McGregor, Shayne; Spence, Paul; Meehl, Gerald A.; Timmermann, Axel; Cai, Wenju; Gupta, Alex Sen; McPhaden, Michael J.; Purich, Ariaan (1. mars 2014). «Recent intensification of wind-driven circulation in the Pacific and the ongoing warming hiatus». Nature Climate Change. 4 (3): 222–227. doi:10.1038/nclimate2106. 
  24. ^ 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): 2014GL060625. doi:10.1002/2014GL060625. 
  25. ^ 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): 034016. doi:10.1088/1748-9326/9/3/034016. 
  26. ^ Kirk Bryan, Geophysical Fluid Dynamics Laboratory. Man's Great Geophysical Experiment. U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration.
  27. ^ 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): 4613–26. Bibcode:2008RSPTA.366.4613S. PMID 18826917. doi:10.1098/rsta.2008.0201. 
  28. ^ 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): 1214. Bibcode:2008Sci...319.1214C. PMID 18309078. doi:10.1126/science.1149757. 
  29. ^ Schwartzman, David W.; Volk, Tyler (1989). «Biotic enhancement of weathering and the habitability of Earth». Nature. 340 (6233): 457–460. Bibcode:1989Natur.340..457S. doi:10.1038/340457a0. 
  30. ^ 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): 11131–6. Bibcode:2005PNAS..10211131K. PMC 1183582 Åpent tilgjengelig. PMID 16061801. doi:10.1073/pnas.0504878102. 
  31. ^ Kasting, J. F.; Siefert, JL (2002). «Life and the Evolution of Earths Atmosphere». Science. 296 (5570): 1066–8. Bibcode:2002Sci...296.1066K. PMID 12004117. doi:10.1126/science.1071184. 
  32. ^ 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): 1105–1107. Bibcode:1996Sci...271.1105M. doi:10.1126/science.271.5252.1105. 
  33. ^ Berner, R. A. (1999). «Atmospheric oxygen over Phanerozoic time». Proceedings of the National Academy of Sciences. 96 (20): 10955–7. Bibcode:1999PNAS...9610955B. PMC 34224 Åpent tilgjengelig. PMID 10500106. doi:10.1073/pnas.96.20.10955. 
  34. ^ 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): 171–4. Bibcode:2000Natur.407..171B. PMID 11001051. doi:10.1038/35025035. 
  35. ^ 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: 188–189. doi:10.1080/11035890001221188. 
  36. ^ 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): 155–70. PMID 19323694. doi:10.1111/j.1472-4669.2009.00195.x. 
  37. ^ 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): 606–9. Bibcode:2006Natur.441..606B. PMID 16752440. doi:10.1038/nature04692. 
  38. ^ Retallack, Gregory J. (2001). «Cenozoic Expansion of Grasslands and Climatic Cooling». The Journal of Geology. 109 (4): 407–426. Bibcode:2001JG....109..407R. doi:10.1086/320791. 
  39. ^ Dutton, Jan F.; Barron, Eric J. (1997). «Miocene to present vegetation changes: A possible piece of the Cenozoic cooling puzzle». Geology. 25: 39. Bibcode:1997Geo....25...39D. doi:10.1130/0091-7613(1997)025<0039:MTPVCA>2.3.CO;2. 
  40. ^ a b «Milankovitch Cycles and Glaciation». University of Montana. Arkivert fra originalen 16. juli 2011. Besøkt 2. april 2009.  «Arkivert kopi». Arkivert fra originalen 6. august 2011. Besøkt 28. februar 2017. 
  41. ^ FAQ 6.1: What Caused the Ice Ages and Other Important Climate Changes Before the Industrial Era? in IPCC AR4 WG1 2007.
  42. ^ Box 6.2: What Caused the Low Atmospheric Carbon Dioxide Concentrations During Glacial Times? in IPCC AR4 WG1 2007
  43. ^ Willson, Richard C.; Hudson, Hugh S. (1991). «The Sun's luminosity over a complete solar cycle». Nature. 351 (6321): 42–44. Bibcode:1991Natur.351...42W. doi:10.1038/351042a0. 
  44. ^ Willson, Richard C. (2003). «Secular total solar irradiance trend during solar cycles 21–23». Geophysical Research Letters. 30 (5): n/a. Bibcode:2003GeoRL..30.1199W. doi:10.1029/2002GL016038. 
  45. ^ «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. 
  46. ^ a b «Glossary I-M». NASA Earth Observatory. Besøkt 28. februar 2011. 
  47. ^ Bard, Edouard; Raisbeck, Grant; Yiou, Françoise; Jouzel, Jean (2000). «Solar irradiance during the last 1200 years based on cosmogenic nuclides». Tellus B. 52 (3): 985–992. Bibcode:2000TellB..52..985B. doi:10.1034/j.1600-0889.2000.d01-7.x. 
  48. ^ Bard, Edouard; Raisbeck, Grant; Yiou, Françoise; Jouzel, Jean (2000). «Solar irradiance during the last 1200 years based on cosmogenic nuclides». Tellus B. 52 (3): 985–992. Bibcode:2000TellB..52..985B. doi:10.1034/j.1600-0889.2000.d01-7.x. 
  49. ^ 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): 2361–2376. doi:10.1256/qj.30.60. 
  50. ^ «Volcanic Gases and Climate Change Overview». usgs.gov. USGS. Besøkt 31. juli 2014. 
  51. ^ 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. 
  52. ^ Diggles, Michael. «The Cataclysmic 1991 Eruption of Mount Pinatubo, Philippines». usgs.gov. Besøkt 31. juli 2014. 
  53. ^ Newhall, Chris. «The Atmospheric Impact of the 1991 Mount Pinatubo Eruption». usgs.gov. USGS. Besøkt 31. juli 2014. 
  54. ^ Oppenheimer, Clive (2003). «Climatic, environmental and human consequences of the largest known historic eruption: Tambora volcano (Indonesia) 1815». Progress in Physical Geography. 27 (2): 230–259. doi:10.1191/0309133303pp379ra. 
  55. ^ Wignall, P (2001). «Large igneous provinces and mass extinctions». Earth-Science Reviews. 53: 1–33. Bibcode:2001ESRv...53....1W. doi:10.1016/S0012-8252(00)00037-4. 
  56. ^ 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): 497–511. Bibcode:1999GSAB..111..497F. doi:10.1130/0016-7606(1999)111<0497:PIAPAB>2.3.CO;2. 
  57. ^ «Panama: Isthmus that Changed the World». NASA Earth Observatory. Arkivert fra originalen 2. august 2007. Besøkt 21. september 2025.  «Arkivert kopi». Arkivert fra originalen 2. august 2007. Besøkt 28. februar 2017. 
  58. ^ 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 21. september 2025. 
  59. ^ 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): 127–163. doi:10.1016/S0009-2541(99)00084-4. 
  60. ^ 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. 
  61. ^ 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. Arkivert fra originalen 29. mai 2014. 
  62. ^ 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. Arkivert fra originalen 29. mai 2014. 
  63. ^ Susan Solomon; Gian-Kasper Plattner; Reto Knutti; Pierre Friedlingstein (2009). «Irreversible climate change due to carbon dioxide emissions» (PDF). 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): 1704–9. Bibcode:2009PNAS..106.1704S. PMC 2632717 Åpent tilgjengelig. PMID 19179281. doi:10.1073/pnas.0812721106. Arkivert fra originalen (PDF) 26. februar 2020. Besøkt 28. februar 2017. 
  64. ^ Steinfeld, H. (2006). Livestock's long shadow. 
  65. ^ The Editorial Board (28. november 2015). «What the Paris Climate Meeting Must Do». New York Times. Besøkt 28. november 2015. 
  66. ^ 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. 
  67. ^ 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): 429–436. Bibcode:1999Natur.399..429P. doi:10.1038/20859. 
  68. ^ Demenocal, P. B. (2001). «Cultural Responses to Climate Change During the Late Holocene» (PDF). Science. 292 (5517): 667–673. Bibcode:2001Sci...292..667D. PMID 11303088. doi:10.1126/science.1059827. Arkivert fra originalen (PDF) 17. desember 2008.  «Arkivert kopi» (PDF). Arkivert fra originalen (PDF) 17. desember 2008. Besøkt 28. februar 2017. 
  69. ^ «Breen som klimaindikator». Bjerknessenteret. 30. mai 2025. Besøkt 25. september 2025. 
  70. ^ «Breer og klima». NVE. 25. mars 2025. Besøkt 25. september 2025. 
  71. ^ Zemp, M. (2008). United Nations Environment Programme – Global Glacier Changes: facts and figures (PDF). Arkivert fra originalen (PDF) . Besøkt 21. juni 2009.  «Arkivert kopi» (PDF). Arkivert fra originalen (PDF) 25. mars 2009. Besøkt 28. februar 2017. 
  72. ^ Velev, Kalina (23. oktober 2024). «Evidence». NASA. Besøkt 25. september 2025. 
  73. ^ Shaftel, Holly. «Arctic Sea Ice Minimum Extent». NASA Global Climate Change. Earth Science Communications Team at NASA's Jet Propulsion Laboratory. Besøkt 25. september 2025. 
  74. ^ Swann, Abigail L. S. (1. juni 2018). «Plants and Drought in a Changing Climate». Current Climate Change Reports. 4 (2): 192–201. Bibcode:2018CCCR....4..192S. doi:10.1007/s40641-018-0097-y. 
  75. ^ Kinver, Mark (15. november 2011). «UK trees' fruit ripening '18 days earlier'». Bbc.co.uk. Arkivert fra originalen 17. mars 2023. Besøkt 25. september 2025. 
  76. ^ Sahney, S.; Benton, M. J.; Falcon-Lang, H. J. (2010). «Rainforest collapse triggered Pennsylvanian tetrapod diversification in Euramerica» (PDF). Geology. 38 (12): 1079–1082. Bibcode:2010Geo....38.1079S. doi:10.1130/G31182.1. Besøkt 27. november 2013. 
  77. ^ 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): 164–185. doi:10.1007/s10021-001-0002-7. 
  78. ^ 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): 197–213. doi:10.1023/B:JOPL.0000029433.85764.a5. 
  79. ^ 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): 453–473. Bibcode:2003QSRv...22..453B. doi:10.1016/S0277-3791(02)00248-2. 
  80. ^ 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): 267–283. doi:10.1016/S0034-6667(98)00058-X. 
  81. ^ Prentice, I. Colin; Bartlein, Patrick J; Webb, Thompson (1991). «Vegetation and Climate Change in Eastern North America Since the Last Glacial Maximum». Ecology. 72 (6): 2038–2056. JSTOR 1941558. doi:10.2307/1941558. 
  82. ^ Dendroclimatology : progress and prospect. New York: Springer. 2010. ISBN 978-1-4020-4010-8. 
  83. ^ Storsletten, Ola; Sunding, Per; Kirchhefer, Andreas Joachim; Stylegar, Frans-Arne Hedlund: (no) «Dendrokronologi» i Store norske leksikon (2025)
  84. ^ Coope, G.R.; Lemdahl, G.; Lowe, J.J.; Walkling, A. (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): 419–433. Bibcode:1998JQS....13..419C. doi:10.1002/(SICI)1099-1417(1998090)13:5<419::AID-JQS410>3.0.CO;2-D. 
  85. ^ FAO Fisheries Technical Paper. No. 410. Rome, FAO. 2001. Climate Change and Long-Term Fluctuations of Commercial Catches. United Nations Food and Agriculture Organization.
  86. ^ 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): 1194–1212. doi:10.1111/j.1365-2486.2009.02046.x. 
  87. ^ Zachos, J.C.; Pagani, M.; Sloan, L.; Thomas, E.; Billups, K. (2001). «Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate, 65 Ma to Present». Science. 292 (5517): 686–693. Bibcode:2001Sci...292..686Z. PMID 11326091. doi:10.1126/science.1059412. 
  88. ^ «International Stratigraphic Chart». International Commission on Stratigraphy. 2008. Arkivert fra originalen 15. oktober 2011. Besøkt 3. oktober 2011. 
  89. ^ (no) «Snøballteorien» i Store norske leksikon
  90. ^ Mangerud, Jan: (no) «Istid» i Store norske leksikon (2025)
  91. ^ Lockwood, J.G.; van Zinderen-Bakker, E. M. (november 1979). «The Antarctic Ice-Sheet: Regulator of Global Climates?: Review». The Geographical Journal. 145 (3): 469–471. JSTOR 633219. doi:10.2307/633219. 
  92. ^ Warren, John K. (2006). Evaporites: sediments, resources and hydrocarbons. Birkhäuser. s. 289. ISBN 978-3-540-26011-0. 
  93. ^ a b c d e f Williams, Matt (3. januar 2017). «What is an Ice Age?». Universe Today. Besøkt 26. september 2025. 
  94. ^ Kopp, Robert (14. juni 2005). «The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis». PNAS. 102 (32): 11131–6. Bibcode:2005PNAS..10211131K. PMC 1183582 Åpent tilgjengelig. PMID 16061801. doi:10.1073/pnas.0504878102. 
  95. ^ a b c Marshall, Michael (24. mai 2010). «The history of ice on Earth». NewScientist. Besøkt 2. april 2019. 
  96. ^ «Neoproterozoic 'snowball Earth' simulations with a coupled climate/ice-sheet model» (PDF). Nature. 405 (6785): 425–9. mai 2000. Bibcode:2000Natur.405..425H. PMID 10839531. doi:10.1038/35013005. 
  97. ^ Chris Clowes (2003). «"Snowball" Scenarios of the Cryogenian». Paleos: Life through deep time. Arkivert fra originalen 15. juni 2009.  «Arkivert kopi». Arkivert fra originalen 15. juni 2009. Besøkt 2. mai 2019. 
  98. ^ Montañez, Isabel P.; Poulsen, Christopher J. (30. mai 2013). «The Late Paleozoic Ice Age: An Evolving Paradigm». Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 41 (1): 629–656. doi:10.1146/annurev.earth.031208.100118. 
  99. ^ (no) «istid» i Store norske leksikon
  100. ^ Grønås 2011, s. 351–352.
  101. ^ Grønås 2011, s. 355.
  102. ^ a b c d e f g Barry & Chorley 2003, s. 362.
  103. ^ «Climate Change 2021: The Physical Science Basis, IPCC Sixth Assessment Report, Summary for Policy Makers (WGI AR6 SPM)» (PDF). FNs Klimapanel. 2021. s. 5. 
  104. ^ a b Barry & Chorley 2003, s. 363.
  105. ^ Barry & Chorley 2003, s. 365.
  106. ^ a b c Barry & Chorley 2003, s. 368.
  107. ^ Barry & Chorley 2003, s. 370.
  108. ^ Stocker, Thomas F. m.fl. (2013). Climate Change 2013, The Physical Science Basis – Working Group I. Contribution to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF). Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. s. 869. ISBN 978-1-107-66182-0. doi:10.1017/CBO9781107415324. 

Litteratur

Eksterne lenker

(en) Climate change – kategori av bilder, video eller lyd på Commons

Hentet fra «https://no.wikipedia.org/w/index.php?title=Klimaendring&oldid=25426711»