Åpne hovedmenyen

Klimapådriv

samlebegrep for faktorer som kan medvirke til klimaendringer
Energiproduksjon i Moskva. Utslipp av karbondioksid og andre forbrennings­gasser bidrar til klima­pådriv på grunn av gassenes egen­skaper ved absorpsjon av lang­bølget stråling. Klimagasser ugjør dagens viktigste bidrag til klima­pådriv og påfølgende global oppvarming, men en rekke andre faktorer kan bidra både til oppvarming og nedkjøling av jordens klima.

Klimapådriv, eller klimapådrag, er et samlebegrep for alle faktorer som kan medvirke til klimaendringer. Eksempler på slike påvirkninger er endringer av atmosfærens gassammensetning, forandringer i solstrålingen på grunn av solens energiomsetning, vulkanutslipp og endringer av jordens bane rundt solen. Dette er endringer som påvirker jordens strålingsbalanse, og omtales derfor også som strålingspådriv. Dagens globale oppvarming har for en stor del sammenheng med utslipp av karbondioksid (CO2), den er dermed en endring av strålingspådrivet, og kommer i kategorien for et menneskeskapt ytre klimapådriv. Klimapådriv som ikke innbefatter endring av strålingspådrivet har å gjør med havets og luftens strømninger. Her er det tektoniske prosesser som påvirker jordoverflaten som spiller inn, da først og fremst ved oppbygging av fjellkjeder og endring av verdenshavene (kontinentenes plassering). Endringer av jordens overflate i form av nye fjellkjeder og kontinentalforskyvning er endringer som tar svært lang tid. Enda en kategori av klimapådriv har å gjøre med indre klimapådriv, slik som er tilfelle med sykluser som El Niño.

Klimaet på jorden er avhengig av kompliserte gjensidige påvirkninger mellom atmosfæren, havet og jordoverflaten. Dette omfatter både fysiske, kjemiske og biologiske prosesser. Forholdet mellom et klimapådrag og effekten pådraget har på klimaet blir kalt klimafølsomhet. En prosess som påvirker klimaet og som samtidig endrer klimafølsomheten blir kalte en tilbakekoplingsmekanisme. Om denne tilbakekoplingen forsterker klimapådraget kalles det en positiv tilbakekopling, og om tilbakekoplingen reduserer klimapådraget omtales det som negativ tilbakekopling.

Definisjon og begrepsavklaringRediger

Klimapådriv deles inn i to hovedkategorier, ytre og indre klimapådriv.[1] Ytre klimapådriv kan deles inn i naturlige, som vulkanutbrudd og endringer i solens stråling, eller menneskeskapte, som for eksempel økt CO2-konsentrasjon i atmosfæren eller endringer i arealbruk.[2]

Klimapådriv kan klassifiseres etter om de påvirker med et strålingspådriv, direkte eller indirekte, eller ikke gjør det. Direkte strålingspådriv påvirker jordens strålingsbudsjett, slik som CO2 i atmosfæren som absorberer og avgir infrarød stråling. Indirekte strålingspådriv skaper en strålingsubalanse ved først å endre klimasystemkomponenter, som så i neste omgang fører til endringer i strålingsbudsjettet. Et eksempel på det siste er virkningen som aerosoler har på nedbørsintensiteten til skyer.[3]

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.[4] Eksempler er svært langsomme endringer som påvirker jordoverflaten (hav og fjell ) og dermed påvirker havstrømmer og atmosfærens luftsirkulasjon.[5]

Indre klimapådriv er 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.[6][7]

Et beslektet begrep er tilbakekoblingsmekanismer, som er prosesser i klimasystemet som enten kan forsterke eller svekke virkningen av klimapådrivet. Her er det en årsak og virkning sammenheng: Pådraget setter i gang klimaendringer, mens tilbakekoplingsmekanismene som regel bestemmer størrelsen på dem.[8]

Indre klimapådrivRediger

Klimapådriv som ikke endrer strålingspådrivet virker vanligvis over en større tidsskala enn strålingspådriv. Mens strålingspådriv kan føre til merkbare endringer i løpet av noen tiår, har endringer som ikke innbefatter strålingspådrivet en tendens til å virke over større tidsskalaer. Dette er fordi de er relatert til geologiske prosesser som endrer jordens overflate i form av dannelse av fjellkjeder og endring av havområder.[4]

Klimasystemets sykluserRediger

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

El Niño er den varme og negative fasen av en klimasyklus som kalles El Niño-sørlige oscillasjon, og kjennetegnes ved en oppvarming av havflaten, eller at temperaturer i sjøoverflaten ligger over gjennomsnittet, i enten det sentrale eller østlige tropiske Stillehavet.[9][10] Denne oppvarmingen forårsaker et skifte i den atmosfæriske sirkulasjonen med redusert nedbør over Indonesia og Australia, mens nedbør og tropisk syklonformasjoner øker over det tropiske Stillehavet.[11] De lave passatvindene, som normalt blåser fra øst til vest langs ekvator, svekkes eller begynner å blåse fra den andre retningen.[10]

I tillegg til El Niño fines det en rekke andre sykluser i klimasystemet, blant annet den kvasibiennale oscillasjonen og den Nordatlantisk oscillasjon. Dette er eksempler på at klimaet i sin natur er variabelt og kan endres selv om det ikke er noen ekstern pådriv tilstede. En uforstyrret forandring ville være en type naturlig omskifting som El Nino. El Nino har en tendens til å forårsake atmosfærisk oppvarming fordi det transporteres varme fra havet tilbake i atmosfæren. Dette skjer selv om det ikke er noen endring av strålingspådrivet eller annet ekstern pådriv.[12]

Ytre klimapådrivRediger

De ytre klimapådrivene er de som endrer jordens klimatilstand. De kan være naturlige som vulkanutbrudd, solens varierende utstråling og jordens planetbevegelser, eller menneskeskapte som endringene som har skjedd i atmosfærens gassammensetning siden den industrielle revolusjon.

StrålingspådrivRediger

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

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 kan imidlertid ikke oppstå på ethvert sted og til enhver tid. For eksempel vil områdene ved Nord- og Sørpolen avgi mye mer varmestråling om vinteren enn det som mottas som solstråling. Det som er av betydning er en balanse over hele jordkloden som et gjennomsnitt over noen år.[13]

Ved en ubalanse med oppvarming av jorden vil solstrålingen være større enn utstrålt energi, altså en ubalanse som gir strålingspådriv. Klimasystemet vil gjenopprette en ny balanse ved endring av klimaet, 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 imidlertid klimasystemet blir endret, for eksempel ved at sirkulasjonene i havet og atmosfæren forandres.[13]

Tiden det tar for å oppnå strålingsbalanse, og stabilt nytt klima, er i stor grad bestemt av den store varmekapasiteten og 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 dette hypotetiske tilfellet ville klimaendringene vært mer eller mindre over i løpet av noen måneder. I den virkelige verden vil derimot utbredelse av snø og sjøis, havets virkning, og endringer av vegetasjon og innlandsis bety at endringene tar meget lang tid.[14]

VulkanutbruddRediger

Store vulkanutbrudd kan sende ut store mengder støv og svoveldioksid i stratosfæren. Disse stoffene kan ha en oppholdstid på flere år og spre seg ut i hele jordens atmosfære. En har kjennskap til disse hendelsene på grunn av iskjerneprøver fra Antarktis og Grønland som går minst 150 000 år tilbake i tiden. En kjenner til at slike hendelser kan senke den globale temperaturen mellom 0,5 og 1 °C året etter utbruddet.[15]

Variasjon i solens energiutsendingRediger

 
Koronamasseutbrudd på solens over­flate. Solens sykluser, og da spesielt solflekk­aktivitet påvirker jordens klima.

Strålingspådriv er en endring i balansen mellom innkommende solstråling og utgående infrarød stråling (altså varme). Uten noe strålingspådriv vil solstråling som kommer til jorden fortsette å være omtrent lik den infrarøde strålingen som sendes ut fra jorden.[16]

Det viktigste klimapådrivet er strålingspådraget som er styrt av solstrålingen.[17] Solens aktivitet har betydning for endringer av jordens klima, og det er da Solflekksyklusen som er relevant. Solflekksyklusen påvirker romvær og solens luminositet (elektromagnetisk utstråling).[18] Solflekksyklusen har en grunnlegende periodisitet på rundt elleve år. Denne aktiviteten gir en variasjon på ± 1 Wm² for solens irradians, og enda større påvirkning av ultrafiolett stråling. En tror at solen har økt sin lysutstråling med rundt 30 % i den tiden jorden har eksistert, det vil si rundt fem milliarder år.[19][5]

Solens aktivitetsminimum synes å korrelere med lavere temperaturer på jorden, og lengre enn gjennomsnittlige solflekksykluser synes å korrelere med høyere temperaturer. Fra 1400-tallet frem mot rundt 1850 var solflekksyklusen sterkt redusert. Perioden 1645–1715 er kjent som Maunder Minimum eller den lille istid, og Europa opplevde uvanlig lave temperaturer.[20] Solens varierende utstråling ser ut til å ha påvirket jordens klima innenfor perioder på noen tiår, men at menneskeskapte klimapådriv fikk større betydning fra slutten av 1900-tallet.[5]

JordbanenRediger

Jordens bane rundt solen er elipseformet, hvilket vil si at banen kan beskrives av tre størrelser: gjennomsnittlig avstand mellom jorden og solen, eksentrisitet (uttrykker avviket fra ideell sirkulær bane) og orienteringen av planet jorden beskriver. Av disse parametrene er det avstanden til til solen som har størst betydning for den solare energiflukstettheten (energi per tidsenhet per arealenhet). Jordaksehellingen, som er vinkelen mellom jordaksen og normalen til planet som jordbanen beskriver, har også betydning.[21] Den serbiske matematikeren Milutin Milanković har beskrevet hvordan disse banene varierer med tiden og hvordan det påvirker variasjonen av solinnstråling mot jorden, [22] kjent som Milanković-syklusene. Dette holdes som en grunnlegende mekanisme for at istider og varmeperioder oppstår.

KlimagasserRediger

 
Drivhuseffekten vist skjematisk.
 
Menneskeskapte strålings­pådriv pr. 2005 (i forhold til førindustrielt nivå).
Fra IPCCs fjerde hovedrapport

Solstråling som passerer gjennom skyer, og som ikke reflekteres tilbake til verdensrommet, varmer opp jordens overflate. Den infrarøde strålingen (langbølget infrarødt, eller varmestråling) som oppstår fra jordoverflaten (terrestrisk stråling) sendes oppover og absorberes av skyer og klimagasser (CO2, metan (CH4), nitrogenoksid (N2O), et cetera). I neste omgang vil skyer og klimagasser stråle ut den mottatte energien som varmestråling oppover i verdensrommet og nedover (atmosfærisk tilbakestråling), derved oppvarmes jordens overflate. Jordens overflatetemperatur er 35 K varmere enn dens effektive svart legeme-temperatur, på grunn av tilstedeværelsen av skyer og drivhusgasser. Dette er det som kalles den naturlige drivhuseffekten. Økende konsentrasjoner av klimagasser forårsaker oppvarming, og omvendt vil en reduksjon betyr mindre oppvarming.[23]

Økningen av atmosfærens innehold av CO2 siden førindustriell tid har gitt et strålingspådriv på lik 1,66 ± 0,17 W/m². Notasjonen ± 0,17 W/m² at det er en usikkerhet, slik at det virkelige tallet kan ligge i et intervall fra 1,49 til 1,83 W/m². Dette strålingspådrivet er større enn alle andre bidrag. Økningen av atmosfærens CO2-konsentrasjon er forårsaket av bruk av fossile energikilder (spesielt kull, olje og gass), samt arealbruksendringer.[24] Det siste vil si endringer i bruken av landområder som påvirker planter og karbon i jordsmonnet,[25] avskoging har også stor betydning. Størrelsesforholdet mellom disse er i følge FNs klimapanel at menneskeskapte CO2-utslipp på grunn av forbruk av fossilt brensel siden 1750 står for 65 %, og at 35 % skyldes arealbruksendringer. Videre blir 45 % av utslippene værende i atmosfæren, rundt 30 % har blitt tatt opp i havet, mens resten har blitt tatt opp av biosfæren (planter og organismer).[24]

Rundt halvparten av utslippene av CO2 til atmosfæren blir tatt vekk i løpet av 30 år, 30 % blir fjernet i løpet av noen århundrer og de gjenværende 20 % forblir i atmosfæren i tusenvis av år. Desto større CO2-konsentrasjonen har blitt i atmosfæren, desto mer har havets naturlige prosesser og biosfærens kapasitet for å ta opp CO2 økt.[24]

Galaktisk kosmisk strålingRediger

Det har blitt foreslått at galaktisk kosmisk stråling som kommer inn i troposfæren kan endre mengden skykondensasjonskjerner, slik at de mikrofysiske egenskapene i skyer (dråpeantall og konsentrasjon) blir påvirket. Hypotesen går ut på at endringer i prosesser for skydannelse endrer skyenes fysikk og gir et indirekte bidrag til solstrålingspådriv. Måleserier for kosmisk stråling ser ikke ut til å korrespondere med det totale globale skydekket etter 1991 eller med globalt lavt skydekke etter 1994. Denne hypotesen mangler beviser for fysiske sammenhenger, samt at andre årsakssammenhenger for skydannelse er mer rimelige å finne sted.[26]

Pådriv ikke relatert til strålingspådrivRediger

 
Utbruddet på vulkanen EyjafjallajökullIsland i 2010. Om vulkan­utbrudd blir store nok kan de påvirke jordens klima med en nedkjøling som varer i flere år.

I jordens levetid har det vært store endringer av kontinentenes størrelse og plassering, noe som også har hatt stor betydning for verdenshavenes form. Dette er kjent som platetektonikk. Videre har disse bevegelsene påvirket dannelsen av fjellkjeder. Kontinentalplatenes forskyvninger har dermed påvirket både havstrømmer og atmosfærens luftsirkulasjon, dermed også jordens klima.[5] Tidsskalaen disse endringene virker på er 10 til 100 millioner år, altså svært mye lengre enn andre pådriv,[27] og uten sammenheng med endring av strålingspådriv.

På grunn av tektoniske prosesser og andre faktorer har det vært både istider og perioder med ørkendannelse. Blant annet har dannelsen av Himalayafjellene de siste millioner år påvirket sterkere ørkendannelse i vestlige deler av Kina og Sentral-Asia.[5]

TilbakekoblingsmekanismerRediger

Utdypende artikkel: Tilbakekoblingsmekanisme

Klimaet på jorden er avhengig av kompliserte gjensidige påvirkninger mellom atmosfæren, havet og jordoverflaten. Dette omfatter både fysiske, kjemiske og biologiske prosesser. Noen av prosessene er ikke like godt forstått av forskerne, spesielt det som har med tilbakekoblingsmekanismer å gjøre er komplisert. Utover på 2000-tallet har en imidlertid fått øket kunnskap om mange viktige prosesser.[28]

Forskjellige klimapådriv endrer jordens klima. Det er sjeldent at det bare er én fysisk prosess driver klimaendringene, som regel er det flere ulike fysiske prosesser som både virker med og mot hverandre. Det er heller ikke styrken av disse alene som bestemmer størrelsen av klimaendringene.[29][17]

Hvordan klimaendringsresponsen vil bli, sett i sammenheng med størrelsen av klimapådrivet, er bestemt av klimafølsomheten. I jordens klimasystem finnes det en rekke prosesser som endrer følsomheten for klimaresponsen, disse er kjent som tilbakekoblingsmekanismer. Disse er positive om de forsterker styrken av responsen og negativ hvis styrken svekkes. Den viktigste negative tilbakekoblingsmekanismen har å gjøre med varmestråling ut fra jorden ved økende temperatur, bestemt av Stefan-Boltzmanns lov.[17] I det følgende blir noen positive tilbakekoblingene forklart. Disse har nødvendigvis ikke sammenheng med den globale oppvarming som observeres i nyere tid.

VanndampRediger

En av de kraftigste tilbakekoplingsprosessene på jorden er at temperaturen er avhengig av vanndampens metningstrykk. Når temperaturen øker, øker også mengden av vanndamp i mettet luft. Vanndamp er en viktig naturlig drivhusgass. En endring av temperaturen på 1 % vil gi en endring av spesifikk fuktighet20 %. Den relative fuktigheten vil derimot ikke endre seg så mye fordi den aldri kan gå over 100 %. En temperaturøkning på 1 °C ved strålingspådrag nevnt over vil bevirke mer vanndamp i atmosfæren, og en ytterligere økning i temperaturen over 1 °C som karbondioksid alene står for.[17]

Ved å doble CO2-mengden i atmosfæren vil tilbakekoplingsmekanismen relatert til vanndamp medvirke til at temperaturøkningen blir rundt 2 °C}, når en også tar med den negative tilbakekoblingsmekanismen som har å gjøre med varmestråling ut fra jorden ved økende temperatur.[17]

Albedo på grunn av iskapperRediger

 
Sjøis i Arktis reflekterer sollys, men med høyere temperaturer smelter is og eksponerer den mørkere havoverflaten. Dette gjør at mer sollys blir absorbert slik at temperaturen øker mer, som i neste omgang fører til at enda mer is smelter.

En isdekket overflate har mye høyere albedo enn en vanlig overflate på jorden. Det vil si at snø- og isdekke reflekterer svært mye sollys tilbake til verdensrommet. Albedoen til jorden varierer gjennom året på grunn av varierende is- og snødekke, forskjeller i vegetasjonsdekket og forskjeller i solvinkelen gjennom året, særlig på høye breddegrader. Albedoen til en havoverflate er vanligvis omkring 10 %, mens isdekt hav har en albedo på om lag 60 % på samme breddegrad.[17]

Om klimaet blir avkjølt kan isdekket bre seg utover større områder som før var dekket av hav eller skog. Det økte isdekket bevirker høyere albedo og reduserer solenergien som blir absorbert av jorden. Denne reduksjonen bevirker ytterligere avkjøling av klimaet og igjen økt isdekke. Dette er en positiv tilbakekoplingsprosess som til slutt kan ende i en istid. Modeller har vist at denne tilbakekoblingsmekanismen gir et særdeles sensitivt klima der en istid kan oppstå overraskende lett.[17] Det finnes hypoteser om at bare et eneste unormalt kaldt år, som kan skje etter et kraftig vulkanutbrudd eller liknende, kan sette i gang disse prosessene og starte en istid.[30]

Dynamiske tilbakekoplingsmekanismer og meridional energitransportRediger

Datamodeller har vist at endringer i temperaturgradienten mellom ekvator og polområdene påvirker varmetransporten fra ekvator til polene ved at det oppstår en kraftigere baroklinitet, det vil si større lagdeling i havdypet, på midlere breddegrader. Dette gjør seg gjeldende i kraftigere lavttykksystem som øker varmetransporten mot polene og på den måten minker temperaturgradienten. Paleoklimatiske data har derimot vist at temperaturen under den siste istiden var tilnærmet uendrede i tropene, mens han falt med 10 °C på høyere breddegrader.[17]

Dette kan forklares ved at langbølget stråling (varmestråling) og fordampingen sin tilbakekopling i tropene. For temperaturer mindre enn rundt 10 °C, så øker netto varmetap fra jordoverflaten når temperaturen stiger, fordi stråling fra svart legeme øker med temperaturen. Når temperaturen kommer over 10 °C minker netto varmetap fra overflaten når temperaturen øker, dette fordi varmestrålingen fra atmosfæren (atmosfærisk tilbakestråling) da øker raskere enn utstråling fra jordoverflaten (terrestrisk stråling). Årsaken til dette er at vanndampinnholdet i atmosfæren øker ved temperaturstiginger over 10 °C. Som følge av dette minker netto varmetap fra overflaten raskest ved temperaturer omkring 0 °C, som er temperaturene en normalt har i tropene.[17] Dette gir en positiv tilbakekopling for strålingsbalansen ved overflaten som er størst for tropiske temperaturer, og en temperaturøkning oppstår som vil bevirke at varmetapet ved overflaten minker.

Biogeokjemiske pådragRediger

 
Planteplanktonoppblomstring i Nordsjøen og Skagerrak. Sulfatpartikler (SO42- og dråper av metan­sulfon­syre) opptrer som kondensasjons­kjerner. Disse sulfat­partiklene blir delvis dannet av dimetylsulfid produsert av plante­plankton i havet. Algeopp­blomstring i havoverflaten oppstår i nesten alle områder og medvirker til tilførselen av dimetyl­sulfid i atmosfæren.

Biologiske sammenhenger spiller en viktig rolle for jordens klimafølsomhet. Det er mange måter dyr og planter kan påvirke klimafølsomheten på. Den sterkeste og kanskje meste direkte måten er hvordan organismer og planter påvirker sammensettingen av atmosfæren. Planter tar opp karbondioksid ved landoverflaten og i havet. Det er estimert at om lag halvparten av den globale nedkjølingen under den siste istiden kom av en halvering av CO2-innholdet i atmosfæren. Denne reduksjonen må ha kommet av endringer i de biologiske og kjemiske forholdene i havet, siden CO2-innholdet i atmosfæren i løpet av slike tidsskalaer blir kontrollert av partialtrykket til CO2 ved havoverflaten.[17]

Den viktigste kilden til kondensasjonskjerner som dråpene i en sky oppstår på over hav er svovelholdige gasser som dimetylsulfid dannet av ørsmå organismer i overflatevannet. I atmosfæren blir disse gassene omformet til svovelsyrepartiklar som skydråpene kondenserer på. Jo flere slike partikler det finnes i atmosfæren, jo flere skydråpar blir det dannet. Siden skydråpene ofte blir mindre når det er flere kondensasjonskjerner tilgjengelig, holder de seg også lengre i atmosfæren før de faller ned til jordoverflaten som nedbør. Om skyene består av flere dråper, vil dette også øke albedoen til skyen. Flere kondensasjonskjerner vil altså bevirke en avkjøling av jorden. Om disse organismene er avhengig av temperaturen for å danne flere slike partikler, er det en tilbakekoplingsprosess, men hverken størrelse eller fortegn på denne tilbakekoplingsprosessen er kjent.[17]

ReferanserRediger

  1. ^ «Naturlig klimapådriv». Språkrådet. 9. august 2017. Besøkt 21. januar 2018. 
  2. ^ «Ytre klimapådriv». Språkrådet. 9. august 2017. Besøkt 21. januar 2018. 
  3. ^ «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. 
  4. ^ a b J.M.K.C. Donev m.fl. (4. januar 2019). «Radiative forcing». University of Calgary. Besøkt 26. januar 2019. 
  5. ^ a b c d e Barry og Chorley 2003, s. 356
  6. ^ 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. ISSN 0894-8755. doi:10.1175/JCLI-D-12-00548.1. 
  7. ^ 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. ISSN 1758-678X. doi:10.1038/nclimate2106. 
  8. ^ Grønås 2011, s. 62
  9. ^ «Australian Climate Influences: El Niño». Australian Bureau of Meteorology. Besøkt 4. april 2016. 
  10. ^ a b «What is the El Niño–Southern Oscillation (ENSO) in a nutshell?». 5. mai 2014. Arkivert fra originalen 10. april 2016. Besøkt 28. januar 2019. 
  11. ^ «What is El Niño and what might it mean for Australia?». Australian Bureau of Meteorology. Arkivert fra originalen 10. april 2016. Besøkt 10. april 2016. 
  12. ^ «Climate Forcing». The Open Source Systems Foundation. Besøkt 25. januar 2019. 
  13. ^ a b Grønås 2011, s. 51
  14. ^ Grønås 2011, s. 51–52
  15. ^ Barry og Chorley 2003, s. 357
  16. ^ «Glossary - Radiative forcing». United Nations Framework Convention on Climate Change. Besøkt 26. januar 2018. 
  17. ^ a b c d e f g h i j k Hartmann 1994, s. 229-253
  18. ^ Willson, R.C.; Hudson, H.S. (1991). «The Sun's luminosity over a complete solar cycle». Nature (engelsk). 351 (6321): 381–396. Bibcode:1991Natur.351...42W. doi:10.1038/351042a0. 
  19. ^ Hartmann 1994, s. 18
  20. ^ Lean, J.; Skumanich, A.; White, O. (1992). «Estimating the Sun's radiative output during the Maunder Minimum». Geophysical Research Letters (engelsk). 19 (15): 1591–1594. Bibcode:1992GeoRL..19.1591L. doi:10.1029/92GL01578. 
  21. ^ Hartmann 1994, s. 19–21
  22. ^ Milanković, M. (1920). Théorie mathématique des phénomènes thermiques produits par la radiation solaire. Paris: Académie Yougoslave des Sciences et des Arts de Zagreb/Gauthier-Villars. 
  23. ^ «Radiative Forcing of Climate by non-CO2 Atmospheric Gases». National Oceanic & Atmospheric Administration. Besøkt 26. januar 2019. 
  24. ^ a b c Grønås 2011, s. 410
  25. ^ Dunne, Daisy. «World’s soils have lost 133bn tonnes of carbon since the dawn of agriculture». Carbon Brief Ltd. Besøkt 29. august 2019. 
  26. ^ Grønås 2011, s. 414
  27. ^ «Non-Radiative Forcing». Global climate change. 29. januar 2019. 
  28. ^ Grønås 1994, s. 435-460
  29. ^ Nordli, Øyvind; Hygen, Hans Olav; Benestad, Rasmus (24. oktober 2018). «Er det noen tvil om menneskeskapte klimaendringer?». Naturen. 04 (norsk). 142: 136–143. ISSN 1504-3118. doi:10.18261/issn.1504-3118-2018-04-02. Besøkt 27. juli 2019. 
  30. ^ Gwen Schultz (1974). Ice Age Lost. Garden City, New York, USA: Anchor Press. s. 74. 

LitteraturRediger

Eksterne lenkerRediger