Wikipedia

Klimaendring

(Omdirigert frå Klimaendringar)

Klimaendring viser til endringar i globalt eller lokalt klima og medfører av «gjennomsnittsvêret» over ei tid får ein annan karakter, til dømes gjennom endring i nedbørsmengda eller i temperaturen.

Klimaforskarar tek prøvar av smeltevatn i Arktis.

Klima er ingen statisk storleik, derfor har klimaendringar funne stad til alle tider. Auken i den globale gjennomsnittstemperaturen som har pågått i om lag 100 år no, er derimot i stor del menneskeskapt.

Terminologi

endre

Den mest generelle definisjonen på ei klimaendring er ei endring i dei statistiske eigenskapane i klimasystemet når ein ser over ein lang tidsperioden, uavhengig av årsaka.[1][2] Derfor vil ikkje svingingar over ein kortare periode enn eit par tiår, som El Niño, reknast som ei klimaendring.

Uttrykket vert stundom nytta til å vise direkte til klimaendringar skapt av menneskeleg aktivitet, i motsetnad til endringar i klima som kjem av naturlege prosessar på jorda.[3] Det vert derfor stundom nytta spesifikt i miljøpolitikken som synonymt med menneskeskapt global oppvarming. I vitskaplege tidsskrift syner derimot global oppvarming til auke i overflatetemperaturen, medan klimaendring omfattar global oppvarming og alt anna som aukar drivhuseffekten.[4]

Årsaker

endre

Klimaendringane kjem av endringar i den globale energibalansen. På vidast skala avgjer energimengda me får frå sola og kor mykje energi som går tapt til verdsrommet likevektstemperaturen og klimaet på jorda. Denne energien vert så fordelt rundt kloden av vindar, havstraumar og andre mekanismar som påverkar klimaet i dei forskjellige regionane.

Faktorar som kan forme klimaet vert kalla klimapådrag eller «pådragsmekanismar».[5] Dette omfattar prosessar som variasjonar i solinnstrålinga, avvik i omlaupsbanen til jorda, fjellbygging og kontinentaldrift, og endringar i konsentrasjonen av drivhusgassar. Det er mange tilbakekoplingsprosessar som anten kan forsterke eller minske dei opphavlege pådraga. Somme delar av klimasystemet, som hav og iskalottar, reagerer langsamt på klimapådrag, medan andre reagerer raskare.

Klimapådraga kan vere anten «interne» eller «ytre». Interne klimapådrag er naturlege prosessar innanfor sjølve klimasystemet (til dømes termohalin sirkulasjon). Ytre klimapådrag kan vere naturlege 8til dømes endringar i effekten frå solstrålene) eller menneskeskapte (til dømes utslepp av drivhusgassar).

Uavhengig om klimapådraget er internt eller eksternt, så kan klimasystemet svare raskt (til dømes ei brå avkjøling på grunn av vulkansk oske i lufta som reduserer sollyset), langsamt (til dømes termisk ekspansjon av oppvarming av havvatn), eller ein kombinasjon (til dømes brått tap av albedo i polhava når sjøisen smeltar, etterfølgd av ein meir gradvis termisk ekspansjon av vatnet). Derfor kan eit klima system svare raskt, men den fulle effekten av pådraga er kanskje ikkje fullt utvikla før fleire hundreår seinare.

Indre pådrag

endre

Naturlege endringar i klimasystemet til jorda og vekselverknadane dei i mellom er årsaka til indre klimavariasjonar, eller «indre pådrag». Vitskapsfolk definerer generelt dei fem komponentane i klimasystemet til jorda som atmosfæren, hydrosfæren, kryosfæren, litosfæren (avgrensa til jordsmonn, berg og sediment) og biosfæren.[6]

Variasjonar i havet

endre
 
Den tiårige svinginga i Stillehavet 1925 til 2010
For meir om dette emnet, sjå termohalin sirkulasjon.

Havet er ein grunnleggande del av klimasystemet, og somme endringar i havet skjer over lengre tid enn i atmosfæren, sidan havet har ein masse som er fleire hundre gonger større og har ein særs høg termisk tregleik (som at temperaturen i djuphavet framleis syner spor etter den vesle istida).[7]

Korttidssvingingar (år til eit par tiår), som El Niño – sørleg oscillasjon, den tiårige svinginga i Stillehavet, den nordatlantiske oscillasjonen, og den arktiske oscillasjonen, er klimavariasjonar og ikkje klimaendringar. På lengre tidsskala kan endringar i havprosssar, som den termohaline sirkulasjonen, spele ei nøkkelrolle i fordelinga av varme i verdshava.

 
Figur som syner den termohaline sirkulasjonen. For fleire titals millionar år sidan, reiv Antarktis seg laus, slik at den antarktiske sirkupolare straumen, heldt varmt vatn borte frå Antarktis.

Ytre pådrag

endre
 
Auke av CO₂ i jordatmosfæren.
 
Milanković-syklusane frå 800 000 år sidan til 800 000 fram i tida.
 
Variasjonar i CO₂, temperatur og støv frå Vostokiskjernen over dei siste 450 000 år sidan

Omlaupsvariasjonar

endre
For meir om dette emnet, sjå Milanković-syklusane.

Små variasjonar i jordomlaupet fører til endringar i fordelinga av sollyset som når jordoverflata i løpet av årstida og korleis sollyset vert fordelt over kloden. Det er svært lita endring i solskinet innanfor eit område frå år til år, men det kan vere store endringar geografisk og gjennom året. Dei tre typane omlaupsvariasjonar er variasjonar i jorda sin eksentrisitet, endringar i hellinga til rotasjonsaksen til jorda, og presesjonen til jordaksen. I lag skapar desse Milanković-syklusane som har stor innverknad på klimaet og er kjende for å samsvare med istider og mellomistider,[8] samsvaret med kor stor Sahara har vore,[8] og for å kome til syne i stratigrafiske arkiv.[9]

IPCC skriv at Milanković-syklusane dreiv istidssyklusar; CO2 følgde temperatuendringane med «eit etterslep på nokre hundreår»; som ei tilbakekopling forsterka av temperaturendringar.[10] Djuphavet har eit etterslep når det gjeld temperaturendringar (termisk tregleik på slik skala). Når havtemperaturen endra seg, vart oppløysinga av CO2 i hava endra, samt andre faktorar som påverkar utvesklinga av CO2 mellom hav og atmosfære.[11]

Soleffekt

endre
For meir om dette emnet, sjå solvariasjon.
 
Variasjonar i solaktiviteten dei siste hundreåra basert på solflekkar og beryllium-isotopar. Perioden med særs få solflekkar seint på 1600-talet samsvarar med den vesle istida.

Sola er den viktigaste energikjelda på jorda. Både lang- og korttidsvariasjonar i solintensiteten er kjend for å påverke klimaet globalt.

Tre til fire milliardar år sidan strålte sola ut berre 70 % av energien ho gjer i dag. Om ein hadde hatt den same atmosfæriske samansetnaden på jorda då som i dag, ville det ikkje eksistert flytande vatn på jorda då. Det er likevel spor etter vatn i den tidlege historia til jorda, i hadeikum[12][13] og arkeikum,[14][12] det såkalla svak sol-paradokset.[15] Hypotetiske løysingar til dette paradokset er at atmosfæresamansetnaden var heilt annleis, med mykje høgare konsentrasjonar av drivhusgassar enn i dag.[16] I løpet av dei neste om lag fire milliardar åra, har effekten frå sola auka og samansetnaden til jordatmosfæren endra seg. Oksygentilførsla i atmosfæren for kring 2,4 milliardar år sidan var ein av dei viktigaste endringane. I løpet av dei neste fem millionar åra vil sola til slutt døy og verte ei raud kjempe og så ein kvit dverg, som vil ha enorme effektar på klima. Som raud kjempe vil sola truleg ende alt liv på jorda som overleverer fram til då.

Soleffekten varierer òg på kortare tidsskala, mellom anna ein 11 år lang solsyklus[17] og lengre svingingar.[18] Variasjonar i solintensiteten vert rekna for å ha vore viktig i utløysinga av den vesle istida,[19] og for noko av oppvarminga ein har sett frå 1900 til 1950. Ein forstår enno ikkje fullt ut den sykliske karakteren til solenergien, og han skil seg frå den særs langsame endringa som skjer i sola etter kvart som ho eldast og utviklar seg. Forsking indikerer at solvariasjonen har hatt effektar, mellom anna på Maunder-minimumet frå 1645 til 1715 som var ein del av den vesle istida frå 1550 til 1850, som markerte ei relativt avkjøling og større isbredanning enn i hundreår før og etter.[20][21] Somme studiar peikar på at auka solstråling frå syklisk solflekkaktivitet har påverka global oppvarming, og at klimaet kan vere påverka av summen av alle effektane (solvariasjon, menneskeskapt strålingspådrag etc.).[22][23]

Ein studie frå 2010[24] indikerer, at «effekten av solvariasjon på temperaturen gjennom atmosfæren kan vere motsett av dei noverande forventingane.»

I august 2011 gav CERN ut ei pressemelding[25] i Nature der dei synte til dei første resultata frå CLOUD-eksperimentet. Resultatet indikerer at ionisering frå kosmisk stråling i stor grad aukar danninga av aerosolar når ein har svovelsyre og vatn, men i den nedre atmosfæren, der ein òg krev ammoniakk, er ikkje dette nok til å stå for aerosoldanninga og ein må ha andre sporstoff i tillegg. Det neste steget er å finne ut meir om desse sporstoffa, mellom anna om dei er av naturleg eller menneskeleg opphav.

Vulkanisme

endre
 
I atmosfærisk temperatur frå 1979 til 2010, sett frå MSU NASA satellittar, ser ein effekten av aerosolar i atmosfæren etter store vulkanutbrot (El Chichón og Pinatubo). El Niño er ei fråskild hending, som kjem av variasjonar i havet.

Vulkanutbrot slepp ut gassar og partiklar i atmosfæren. Vulkanar store nok til å påverke klimaet har hatt utbrot fleire gonger per hundreår, og ført til avkjøling (delvis ved å blokkere for solinnstrålinga til jordoverflata) i periodar på nokre få år. Utbrotet til Pinatubo i 1991, det nest største utbrotet på 1900-talet[26] (etter utbrotet til Novarupta i 1912[27]) påverka klimaet i stor grad. Den globale temperaturen fall med om lag 0,5 °C. Utbrotet til Tambora i 1815 førte til året utan sommar.[28] Mykje større utbrot skjer berre nokre få gonger per hundre millionar år, men kan føre til store global klimaendringar og masseutryddingar.[29]

Vulkanar er òg ein del av den omfattande karbonsyklusen. Over ein lang (geologisk) tidsperiode, slepp dei ut karbondioksid frå jordskorpa og mantelen, og motverkar opptaket av CO2 i sedimentære bergart og andre geologiske karbondioksidsluk. US Geological Survey estimerer at vulkanutslepp er på eit mykje lågare nivå enn effekten av den noverande menneskelege aktiviteten, som genererer 100-300 gonger meir karbondioksid enn det vulkanane slepp ut.[30] Ein studie indikerer at dei årlege vulkanutsleppa av karbondioksid, inkludert det som kjem frå midthavsryggar, vulkanbogar og heiteflekkvulkanar, berre tilsvarar 3-5 dagar med menneskelege utslepp. Den årlege mengda som menneskeleg aktivitet medfører kan til og med vere større enn mengda eom ein supervulkan kan sleppe ut. Det siste utbrotet til ein supervulkan var Toba i Indonesia for 74 000 år sidan.[31]

Sjølv om vulkanar teknisk sett er ein del av litosfæren, som i seg sjølv ein del av klimasystemet, definerer IPCC vulkanisme eksplisitt som eit ytre klimapådrag.[32]

Platetektonikk

endre

I løpet av millionar av år vil rørslene til jordskorpeplater gjere at land og havfordelinga, samt topografien, endrar seg. Dette kan påverke både globale og lokale klimamønster og atmosfære-havsirkulasjonen.[33]

Plasseringa til kontinenta avgjer geometrien til hava og påverkar derfor havsirkulasjonen. Plasseringa av hava er viktig i kontrollen av varme- og fukttransport over kloden, og derfor ein avgjerande faktor i det globale klimaet. Eit nyare døme på korleis tektonikken kontrollerer havsirkulasjonen er danninga av Panamaeidet for om lag fem millionar år sidan, som stengde for direkte blanding mellom Atlanterhavet og Stillehavet. Dette påverka i stor grad havdynamikken til det som i dag er Golfstraumen og kan ha ført til isdekke på den nordlege halvkula.[34][35] Under karbontida, for om lag 300 til 360 millionar år sida, kan platetektonikk ha utløyst storskala lagring av karbon og auka isbredanning.[36] Geologiske funn peikar på ein enorm monsunsirkulasjon på denne tida då superkontinentet Pangaea eksisterte, og klimamodellar indikerer at det var sjølve superkontinentet som var årsaka til desse monsunane.[37]

Storleiken på kontinenta er òg viktig. Sidan havet har stor varmekapasitet, vil den årlege temperaturen variere mindre i kystområde enn i innlandet. Eit stort superkontinent vil derfor ha fleire område med klima som varierer sterkt gjennom året enn fleire mindre kontinent og øyar.

Menneskeleg påverknad

endre
For meir om dette emnet, sjå global oppvarming.

I samband med klimavariasjonar, er antropogene faktorar korleis menneskelege aktivitetar påverkar klimaet. Det er ein vitskapleg konsensus om «klimaet er i endring og at desse endringane i stor grad kjem av menneskeleg aktivitet.»[38] og at det «i stor grad ikkje er mogeleg å snu».[39]

Vitskapen har gjort enorme framsteg i å forstå klimaendringar og kva som skapar dei, og byrjar å hjelpe å utvikle ei sterk forståing for noverande og potensielle påverknader som vil råke folk i dag og i komande tiår. Denne forståinga er særs viktig fordi det tillet avgjersletakarane å setje klimaendringar i samanheng med utfordringar som møter nasjonane i verda. Det er framleis nokre uvisser, og det vil det alltid vere i å forstå eit så komplekst system som klimaet på jorda. Likevel er det mange truverdig bevis, basert på mange forsking innan mange fagfelt, som dokumenterer at klimaet er i endring og at desse endringane i stor grad er skapt av menneskelege aktivitetar. Sjølv om det framleis er mykje å lære, har kjernefenomenet, vitskaplege spørsmål, og hypotesane vorte undersøkt grundig og har stått fast i seriøse vitskaplege debattar og forsiktig evaluering av alternative forklaringar. (United States National Research Council, Advancing the Science of Climate Change)

Derfor er debatten i ferd med å endre seg til måtar ein kan redusere den menneskelege påvernaden og finne måtar å tilpasse seg dei endringane som alt har skjedd og som er venta å skje i framtida.[40]

Av dei menneskeskapte faktorane er ein mest uroa over auken av CO2-nivåa på forbrenning av fossilt brensel, etterfølgd av aerosolar (partiklar i atmosfæren) og sementproduksjon. Andre faktorar er arealbruk, ozonnedbryting, dyrehald[41] og avskoging.

Fysiske bevis og døme på klimaendringar

endre
 
Samanlikning mellom den asiatiske monsunen frå 200 evt. til år 2000 (i bakgrunnen på andre plott), temperaturar på den nordlege halvkula, omfanget av alpine isbrear (vertikalt invertert) og menneskehistoria..
 
Arktiske temperaturanomaliar over ein 100 årsperiode som estimert av NASA.

Bevis for klimaendringar er henta frå mange kjelder som kan nyttast til å rekonstruere tidlegare klima. Ein har meir eller mindre samanhenge temperaturmålingar frå heile jorda frå midten til slutten av 1800-talet og frametter. For tidlegare periodar er dei fleste bevisa indirekte, som endringar i vegetasjon og iskjerner,[42] dendrokronologi, havnivåendringar og glasiologi.

Temperaturmålingar og tilknytte bevis

endre

I tillegg til temperaturmålingar frå meteorologiske stasjonar, starta ein med radiosondeballongar og omfattande overvaking av atmosfæren frå midten av 1900-talet og frå 1970-åra og framover satellittovervaking. 18O/16O-forholdet i kalsitt og iskjerneprøvar kan nyttast til å rekne ut havtemperaturen i fortida, og er eit døme på indirekte bevis.

Historiske og arkeologiske bevis

endre

Klimaendringar i historisk tid kan ein ofte sjå att i endringar i busetnads- og jordbruksmønster.[43] Arkeologiske bevis, munnleg historie og historiske dokument kan òg gje innsikt i tidlegare klimaendringa. Effektane av klimaendringar har vorte knytte til kollapsen av forskjellige sivilisasjonar.[43]

 
Tjukkleiken til isbreane verda over har minka det siste halve hundreåret

Isbrear

endre

Isbrear vert rekna som ein av dei mest sensitive indikatorane på klimaendringar.[44] Storleiken deira er avgjort av massebalanse mellom snøfall og smelting. Når temperaturen stig, trekkjer isbreane seg attende, med mindre snømengda aukar for å balansere den auka smeltinga. Det motsette vil òg gjelde.

Isbrear veks og krympar på grunn av både naturleg variasjon og ytre pådrag. Variasjonar i temperatur, nedbør og hydrologiske faktorar kan påverke utviklinga av ein isbre innanfor ein kortare periode. Derfor må ein studere isbreane over lengre tidsskala eller sjå på mange individuelle isbrear for å knyte isbrehistoria til klimaet.

Ein har halde isbreane i verda under oppsikt sidan 1970-åra, først med flyfotografi og kart, men no meir og meir med satellittar. Denne oversikta over meir enn 100 000 isbrear dekkjer eit totalt areal på om lag 240 000 km2, og estimat indikerer at det gjenverande isdekket er kring 445 000 km2. The World Glacier Monitoring Service samlar årleg data om tilbaketrekkinga til isbrear og massebalansen deira. Frå desse dataa har ein funne at isbrear verda over har krympa i stor grad. Isbreane trekte seg attende i 1940-åra, voks eller var stabile i 1920-åra og 1970-åra, før dei igjen starta å trekkje seg attende frå midten av 1980-åra og fram til i dag.[45]

Den viktigaste klimaprosessen sidan midten og seint i pliocen (om lag tre millionar år sidan) er istid- og mellomistid-syklusane. Den noverande mellomistida (holocen) har vart om kring 11 700 år.[46] Forma av omlaupsvariasjonar, har auken eller minken i kontinentale iskapper og endringar havnivået vore til god hjelp i å rekonstruere klimaet. Andre endringar som Heinrich-hendingars, Dansgaard–Oeschger-hendingar og yngre dryas syner derimot korleis isbrevariasjonar òg kan påverke klimaet utan omlaupspådrag.

Isbrear etterlet morener som inneheld mykje organiske stoff, kvarts og kalium som kan daterast, slik at ein veit når isbreane rykte fram eller trekte seg attende. På liknande vis kan tefrokronologiske teknikkar, kan mangelen på isbredekke identifiserast ved at ein finn jord eller vulkansk tefra, som ein òg kan datere.

 
Denne tidsserien, basert på satellittdata, syner årleg isminimum i Arktis sidan 1979. I september 2010 var utstrekninga det tredje minste i denne perioden.

Isreduksjon i Arktis

endre

Minken av sjøis i Arktis, både i utstrekning og tjukkleik, over dei siste tiåra, er enno eit bevis på rask klimaendring.[47] Sjøis er frose sjøvatn som flys på havoverflata. Han dekkjer millionar av kvadratkilometer i polområda, og varierer med årstidene. I Arktis vert noko av sjøisen liggande att år etter år, medan nesten all isen i Sørishavet kring Antarktis smeltar bort og frys til att kvart år. Satellittobservasjonar syner at sjøisen i Arktis no minkar med om lag 11,5 % per tiår, relativt til middelet i 1979 og 2000.[48]

Denne videoen oppsummerer klimaendringar, tilknytt til auken i karbondioksidnivået, som har påverka planteveksten.

Vegetasjon

endre

Ein kan få endring av type, fordeling og dekke av vegetasjon som følgje av klimaendringar. Somme klimaendringar kan føre til auka nedbør og høgare temperaturar, noko som fører til auka plantevekst og påfølgjande sekvestrasjon av luftboren CO2. Større og raskare og meir omfattande endringar, kan føre til vegetasjonsstress, rask plantedød og ørkenspreiing i visse tilfelle.[49][50] Eit døme på dette skjedde under regnskogkollapsen i karbontida (CRC), ei utryddingshending for 300 millionar år sidan. På denne tida dekte enorme regnskogar ekvatorområdet i Europa og Amerika. Klimaendringane øydela desse tropiske regnskogane, og det vart berre isolerte «øyar» av skog att, noko som førte til at mange plante- og dyreartar døydde ut.[49]

Satellittdata ein har fått dei siste tiåra indikerer at den globale terrestriske nettoproduksjonen auka med 6 % frå 1982 til 1999, med den største delen av auken i tropiske økosystem, før dette fall med 1 % frå 2000 til 2009.[51][52]

Pollenanalyse

endre

Palynologi er studiet av noverande og fossile palynomorfar, inkludert pollen. Palynologi vert nytta til å finne ut den geografiske fordelinga av planteartar, som varierer svært mykje under forskjellige klimatilhøve. Forskjellige plantegrupper har pollen med særeigen form og overflatestruktur, og sidan den ytre overflata av pollen består av særs hardføre stoff, går dei berre sakte i oppløysing. Endringar i pollentype i forskjellige lag i innsjøar, myrer eller elvedelta indikerer endringar i plantesamfunn. Desse endringane er ofte teikn på klimaendringar.[53][54] Som eit døme har palynologiske studiar vorte nytta til å spore endringar i vegetasjonsmønster gjennom kvartæristida[55] og særleg sidan den siste istida.[56]

 
Topp: Tørt istidsklima
Midten: Atlantisk periode, varmt og vått
Botn: Potensiell vegetasjon i klimaet no om det ikkje hadde for menneskelege effektar i jordbruk.[57]

Nedbør

endre

Nedbør i fortida kan estimerast i den moderne perioden med det globale nettverket av nedbørsmålarar. Nettverket over hav og fjerntliggande område er tynt, men satellittdata har vore tilgjengeleg sidan 1970-åra[58] Kvantifisering av klimavariasjonar i nedbør i tidlegare hundreår og epokar er mindre komplett, men ein har gjort tilnærmingar basert på marine sediment, iskjernar, grottestalagmittar og treringar.[59]

Klimatologiske temperaturar påverkar nedbøren. Til dømes under siste glasiale maksimum for 18 000 år sidan, vart varmedriven fordamping frå hava og inn over kontinentale landmassar liten, og dette førte til store område med ekstreme ørkenar, inkludert polarørkenar (kalde, men med lite nedbør).[57] I kontrast var klimaet i verda våtare enn i dag nær starten på den atlantiske perioden for 8000 år sidan.[57]

Estimert nedbør over land globalt sett auka med om lag 2 % i løpet av 1900-talet, sjølv om den utrekna trenden varierer ut frå når ein sluttar utrekningane. Utrekningane blir òg kompliserte på grunn av ENSO og andre svingingar.[58][60][61] Ein har òg sett ein generell auke i avrenning til elvar og høgare gjennomsnittleg jordfukt.[60]

Dendroklimatologi

endre

Dendroklimatologi er analysen av treringar for å avgjere klimavariasjonar i fortida.[62] Breie og tjukke ringar indikerer ein frodig vekstperiode med god tilkomst på vatn, medan tynne, smale striper indikerer tider med mindre nedbør og dårlegare vekstvilkår.

Iskjernar

endre

Analysar av is bora ut frå iskalottar som Antarktis kan nyttast til å syne eit samband mellom temperaturen og variasjonar i det globale havnivået. Lufta som er fanga i bobler i isen kan òg syne CO2-variasjonar i atmosfæren langt tilbake i tid, lenge før mennesket byrja å påverke dette i moderne tid. Studiet av desse iskjernane har vore ein viktig indikator på endringar i CO2 over mange tusen år, og gjev framleis verdifull informasjon om skilnader mellom gamle og moderne atmosfæretilhøve.

Dyr

endre

Restane av biller er vanlege i sediment i ferskvatn og på land. Forskjellige billeartar lever gjerne under forskjellige klimatilhøve. På grunn av den lange rekkja biller som ikkje har endra genetisk samansetnad noko særleg gjennom tusenåra og at ein kjenner til kva klima dei forskjellige artane oppheld seg i, kan ein seie noko om klimatilhøva på staden der billa vart funnen.[63]

På liknande vis har mengda av forskjellige fiskeartar vist seg å ha samanheng med observerte klimatilhøve.[64] Endringar i primærproduksjon av autotrofe dyr i havet kan påverke matnettet.[65]

Havnivåendringar

endre

Globale havnivåendringar er estimert med hjelp av tidvassmålarar for det meste av det siste hundreåret. I nyare tid har ein nytta høgdemålarar i kombinasjon med satellittmålingar.[66] For å måle havnivå før ein byrja å måle det, har forskarar datert korallrev som veks nær havoverflata på havet, kystsediment, strandvollar, ooidar i kalkstein og arkeologiske funn nær kysten. Den vanlege dateringsmetoden er å nytte uran-seriar og radiokarbon, med kosmiske radionuklidar, vert stundom nytta til å datere strandvollar som sjøen har trekt seg eit stykke unna.

Kjelder

endre
  1. ↑ «Glossary – Climate Change». Education Center – Arctic Climatology and Meteorology. NSIDC National Snow and Ice Data Center. Arkivert frå originalen 18. januar 2010. Henta 2. september 2011. 
  2. ↑ Houghton, John Theodore, red. (2001). «Appendix I – Glossary». Climate change 2001: the scientific basis: contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge, UK: Cambridge University Press. ISBN 0-521-80767-0. Arkivert frå originalen 16. oktober 2007. Henta 2. september 2011. 
  3. ↑ «The United Nations Framework Convention on Climate Change». 21 March 1994. «Climate change means a change of climate which is attributed directly or indirectly to human activity that alters the composition of the global atmosphere and which is in addition to natural climate variability observed over comparable time periods.» 
  4. ↑ «What's in a Name? Global Warming vs. Climate Change». NASA. Henta 1. september 2011. 
  5. ↑ US EPA. Glossary of climate change terms. 
  6. ↑ «Glossary». NASA Earth Observatory. 2011. Henta 1. september 2011. «Climate System: The five physical components (atmosphere, hydrosphere, cryosphere, lithosphere, and biosphere) that are responsible for the climate and its variations.» 
  7. ↑ Kirk Bryan, Geophysical Fluid Dynamics Laboratory. Man's Great Geophysical Experiment. U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration.
  8. ↑ 8,0 8,1 «Milankovitch Cycles and Glaciation». University of Montana. Arkivert frå originalen 16. juli 2011. Henta 1. september 2011. 
  9. ↑ Gale, Andrew S. (1989). «A Milankovitch scale for Cenomanian time». Terra Nova 1 (5): 420. doi:10.1111/j.1365-3121.1989.tb00403.x. 
  10. ↑ Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. FAQ 6.1 What Caused the Ice Ages and Other Important Climate Changes Before the Industrial Era?.
  11. ↑ Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Box 6.2: What Caused the Low Atmospheric Carbon Dioxide Concentrations During Glacial Times?.
  12. ↑ 12,0 12,1 Marty, B. (2006). «Water in the Early Earth». Reviews in Mineralogy and Geochemistry 62: 421. doi:10.2138/rmg.2006.62.18. 
  13. ↑ Watson, Eb; Harrison, Tm (May, 2005). «Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest Earth». Science 308 (5723): 841–4. Bibcode:2005Sci...308..841W. ISSN 0036-8075. PMID 15879213. doi:10.1126/science.1110873. 
  14. ↑ 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): 1067. Bibcode:1994Geo....22.1067H. doi:10.1130/0091-7613(1994)022<1067:SWIISL>2.3.CO;2. 
  15. ↑ Sagan, C.; Mullen, G. (1972). Earth and Mars: Evolution of Atmospheres and Surface Temperatures. 
  16. ↑ Sagan, C.; Chyba, C (1997). «The Early Faint Sun Paradox: Organic Shielding of Ultraviolet-Labile Greenhouse Gases». Science 276 (5316): 1217–21. Bibcode:1997Sci...276.1217S. PMID 11536805. doi:10.1126/science.276.5316.1217. 
  17. ↑ Willson, Richard C.; Hudson, Hugh S. (2. mai 1991). «The Sun's luminosity over a complete solar cycle». Nature 351 (6321): 42–44. Bibcode:1991Natur.351...42W. doi:10.1038/351042a0. 
  18. ↑ Willson, Richard C.; Mordvinov, Alexander V. (2003). «Secular total solar irradiance trend during solar cycles 21–23». Geophys. Res. Lett. 30 (5): 1199. Bibcode:2003GeoRL..30e...3W. doi:10.1029/2002GL016038. Arkivert frå originalen 5. juni 2011. Henta 2. september 2011. 
  19. ↑ «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. 
  20. ↑ «Glossary I-M». NASA Earth Observatory. Henta 1. september 2011. 
  21. ↑ Bard E; Raisbeck G; Yiou Francoise; Jouzel Jean (June 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. 
  22. ↑ «NASA Study Finds Increasing Solar Trend That Can Change Climate». 2003. 
  23. ↑ Svensmark H; Bondo T; Svensmark J (2009). «Cosmic ray decreases affect atmospheric aerosols and clouds». Geophys. Res. Lett. 36 (15): L15101. Bibcode:2009GeoRL..3615101S. doi:10.1029/2009GL038429. Arkivert frå originalen 15. desember 2009. Henta 2. september 2011. 
  24. ↑ Haigh, Joanna D.; Winning, Ann R.; Toumi, Ralf; Harder, Jerald W. (7. oktober 2010). «An influence of solar spectral variations on radiative forcing of climate». Nature 467 (7316): 696–9. Bibcode:2010Natur.467..696H. ISSN 0028-0836. PMID 20930841. doi:10.1038/nature09426. «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 te effects of solar variability on temperature throughout the atmosphere may be contrary to current expectations.» 
  25. ↑ Jasper Kirkby (2011). «Role of sulphuric acid,ammonia and galactic cosmic rays in atmospheric aerosol nucleation». Nature. doi:10.1038/news.2011.504. Arkivert frå originalen 26. oktober 2011. Henta 2. september 2011. 
  26. ↑ Diggles, Michael (28 February 2005). «The Cataclysmic 1991 Eruption of Mount Pinatubo, Philippines». U.S. Geological Survey Fact Sheet 113-97. United States Geological Survey. Henta 1. september 2011. 
  27. ↑ Adams, Nancy K.; Houghton, Bruce F.; Fagents, Sarah A.; Hildreth, Wes (2006). «The transition from explosive to effusive eruptive regime: The example of the 1912 Novarupta eruption, Alaska». Geological Society of America Bulletin 118 (5–6): 620. doi:10.1130/B25768.1. 
  28. ↑ 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. doi:10.1191/0309133303pp379ra. 
  29. ↑ Wignall, P (2001). «Large igneous provinces and mass extinctions». Earth-Science Reviews 53: 1. Bibcode:2001ESRv...53....1W. doi:10.1016/S0012-8252(00)00037-4. 
  30. ↑ «Volcanic Gases and Their Effects». U.S. Department of the Interior. 10. januar 2006. Henta 1. september 2011. 
  31. ↑ «Human Activities Emit Way More Carbon Dioxide Than Do Volcanoes». American Geophysical Union. 14 June 2011. Henta 1. september 2011. 
  32. ↑ http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/syr/en/annexes.html
  33. ↑ doi:10.1130.2F0016-7606.281999.29111.3C0497:PIAPAB.3E2.3.CO.3B2
  34. ↑ «Panama: Isthmus that Changed the World». NASA Earth Observatory. Arkivert frå originalen 2. august 2007. Henta 1. september 2011. 
  35. ↑ Gerald H., Haug (22. mars 2004). «How the Isthmus of Panama Put Ice in the Arctic». WHOI: Oceanus. Henta 1. september 2011. 
  36. ↑ Peter Bruckschen; Susanne Oesmanna; Ján Veizer (30. september 1999). «Isotope stratigraphy of the European Carboniferous: proxy signals for ocean chemistry, climate and tectonics». Chemical Geology 161 (1–3): 127. doi:10.1016/S0009-2541(99)00084-4. 
  37. ↑ Judith T. Parrish (1993). «Climate of the Supercontinent Pangea». Chemical Geology (The University of Chicago Press) 101 (2): 215–233. JSTOR 30081148. 
  38. ↑ 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 0309145880. 
  39. ↑ 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. PMID 19179281. doi:10.1073/pnas.0812721106. Arkivert frå originalen (PDF) 26. februar 2020. Henta 2. september 2011. 
  40. ↑ America's Climate Choices: Panel on Adapting to the Impacts of Climate Change; National Research Council (2010). Adapting to the Impacts of Climate Change. Washington, D.C.: The National Academies Press. ISBN 0309145910. 
  41. ↑ Steinfeld, H.; Gerber, P.; Wassenaar, T.; Castel, V.; Rosales, M.; de Haan, C. (2006). Livestock's long shadow. 
  42. ↑ 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: 429–436. Bibcode:1999Natur.399..429P. doi:10.1038/20859. 
  43. ↑ 43,0 43,1 doi:10.1126/science.1059827
  44. ↑ Seiz, G.; Foppa, N. (2007), The activities of the World Glacier Monitoring Service (WGMS) (PDF), arkivert frå originalen (PDF) 25. februar 2009, henta 2. september 2011 
  45. ↑ Zemp, M.; Roer, I.; Kääb, A.; Hoelzle, M.; Paul, F.; W. Haeberli (2008), United Nations Environment Programme - Global Glacier Changes: facts and figures (PDF), arkivert frå originalen (PDF) 25. mars 2009, henta 1. september 2011 
  46. ↑ «International Stratigraphic Chart» (PDF). International Commission on Stratigraphy. 2008. Henta 1. september 2011. 
  47. ↑ NASA Global Climate Change "Climate Change: How do we know?",
  48. ↑ National Snow and Ice Data Center "State of the Cryosphere", arkivert frå originalen 26. desember 2012, henta 2. september 2011 
  49. ↑ 49,0 49,1 Sahney, S.; Benton, M.J.; Falcon-Lang, H.J. (2010). «Rainforest collapse triggered Pennsylvanian tetrapod diversification in Euramerica» (PDF). Geology 38 (12): 1079–1082. doi:10.1130/G31182.1. 
  50. ↑ Bachelet, D; Neilson, = R.; Lenihan, J.M.; Drapek, R.J. (2001). «Climate Change Effects on Vegetation Distribution and Carbon Budget in the United States» (PDF). Ecosystems 4 (3): 164–185. doi:10.1007/s10021-001-0002-7. Arkivert frå originalen (PDF) 20. juni 2003. Henta 2. september 2011. 
  51. ↑ Nemani, Ramakrishna; Keeling, C.D.; Hashimoto, H.; Jolly, W.M.; Piper, S.C.; Tucker, C.J.; Myneni, R.B.; Running, S.W. (2003). «Climate-Driven Increases in Global Terrestrial Net Primary Production from 1982 to 1999». Science 300 (5625): 1560–3. Bibcode:2003Sci...300.1560N. PMID 12791990. doi:10.1126/science.1082750. 
  52. ↑ Zhao, Maosheng; Running, S.W. (2010). «Drought-induced reduction in global terrestrial net primary production from 2000 through 2009». Science 329 (5994): 940–3. Bibcode:2010Sci...329..940Z. PMID 20724633. doi:10.1126/science.1192666. 
  53. ↑ Langdon, PG; Barber, KE; Lomas-Clarke, SH; Lomas-Clarke (Previously Morriss), 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. [daud lenkje]
  54. ↑ Birks, HH (March, 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. 
  55. ↑ Miyoshi, N (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. doi:10.1016/S0034-6667(98)00058-X. 
  56. ↑ Colin Prentice, I; 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. 
  57. ↑ 57,0 57,1 57,2 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.
  58. ↑ 58,0 58,1 New, M.; Todd, M.; Hulme, M.; Jones, P. (December 2001). «Review: Precipitation measurements and trends in the twentieth century». International Journal of Climatology 21 (15): 1889–1922. Bibcode:2001IJCli..21.1889N. doi:10.1002/joc.680. 
  59. ↑ Dominic, F.; Burns, S.J.; Neff, U.; Mudulsee, M.; Mangina, A.; 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): 935–945. Bibcode:2004QSRv...23..935F. doi:10.1016/j.quascirev.2003.06.019. 
  60. ↑ 60,0 60,1 Huntington, T.G. (March 2006). «Evidence for intensification of the global water cycle: Review and synthesis». Journal of Hydrology 319 (1–4): 83–95. Bibcode:2006JHyd..319...83H. doi:10.1016/j.jhydrol.2005.07.003. 
  61. ↑ Smith, T.M.; Yin, X.; Gruber, A. (2006). «Variations in annual global precipitation (1979-2004), based on the Global Precipitation Climatology Project 2.5° analysis». Geophysical Research Letters 33 (6). Bibcode:2006GeoRL..3306705S. doi:10.1029/2005GL025393. 
  62. ↑ Dendroclimatology : progress and prospect. New York: Springer. 2010. ISBN 978-1-4020-4010-8. 
  63. ↑ 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. [daud lenkje]
  64. ↑ FAO Fisheries Technical Paper. No. 410. Rome, FAO. 2001. Climate Change and Long-Term Fluctuations of Commercial Catches[daud lenkje]. United Nations Food and Agriculture Organization.
  65. ↑ 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.; 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. 
  66. ↑ «Sea Level Change». University of Colorado at Boulder. Arkivert frå originalen 19. februar 2009. Henta 2. september 2011. 

Bakgrunnsstoff

endre
Henta frå «https://nn.wikipedia.org/w/index.php?title=Klimaendring&oldid=3434874»