Vis kilden til Drivhuseffekt

{{Utmerket}}
[[Fil:Drivhuseffekten.png|mini|upright=1.8|Enkelt diagram som viser mekanismene for drivhuseffekten. Solstråling varmer opp jordoverflaten, noe som fører til at jordoverflaten sender ut varmestråling som atmosfæren delvis absorberer. Atmosfæren sender noe av denne strålingen tilbake til jorden. Selve drivhuseffekten er strålingen tilbake til jorden ([[atmosfærisk tilbakestråling]]) markert med den oransje pilen nedover. <small>Illustrasjon: Finn Bjørklid</small>]]

'''Drivhuseffekt''' er oppvarming av [[atmosfære]]n og jordoverflaten som følge av at noen av atmosfærens [[gass]]er [[Elektromagnetisk absorpsjon|absorberer]] en del av den [[infrarød]]e [[varmestråling]]en fra jordoverflaten. [[Temperatur]]en på planetens overflate og i atmosfæren blir dermed høyere enn den ville vært uten denne effekten. En forutsetning for drivhuseffekt er at atmosfæren inneholder såkalte [[klimagass]]er (drivhusgasser). Drivhuseffekt er en naturlig prosess som kan oppstå på alle [[planet]]er som har atmosfære.

Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet på [[jorden]] slik vi kjenner det. Uten drivhuseffekten ville temperaturen på jorden i gjennomsnitt vært {{nowrap|−18 °C}}, mens middeltemperaturen i virkeligheten er {{nowrap|15 °C}}. De viktigste klimagassene i jordens atmosfære er [[vanndamp]] (H<sub>2</sub>O), [[karbondioksid]] (CO<sub>2</sub>), [[metan]] (CH<sub>4</sub>), [[lystgass]] (N<sub>2</sub>O) og [[ozon]] (O<sub>3</sub>). Vanndamp står for rundt 50 % av drivhuseffekten. Betegnelsen drivhuseffekt er et bilde på at atmosfæren, i likhet med et [[drivhus]], holder varmeenergien fra solstrålene innfanget.

På grunn av økning av klimagasser, spesielt CO<sub>2</sub> fra energiproduksjon basert på [[Fossilt brensel|fossile]] [[energikilder]], har den naturlige drivhuseffekten blitt forsterket siden [[den industrielle revolusjon]]. Dette er årsaken til [[global oppvarming]], som var på {{nowrap|0,85 °C}} i perioden 1880–2012. Selv om CO<sub>2</sub> ikke er en spesielt kraftig klimagass, er den et [[klimapådriv]] som sammen med [[tilbakekoblingsmekanisme]]r og dynamikken i klimasystemet kan øke oppvarmingen betydelig mer enn gassens bidrag alene skulle tilsi. Den viktigste positive tilbakekoblingen er at høyere [[temperatur]] fører til økt innhold av vanndamp i atmosfæren. Dette fører igjen til videre oppvarming på grunn av kraftigere [[atmosfærisk tilbakestråling]] mot jordoverflaten, altså en forsterkning av det opprinnelige klimapådrivet.

==Historie==
[[Fil:No-nb bldsa 1c077.jpg|mini|[[Svante Arrhenius]] beskrev hvordan økt innhold av CO<sub>2</sub> i atmosfæren ville påvirke jordens temperatur i artikkelen «Über den Einfluss des atmosfärischen Kohlensäuregehalts auf die Temperatur der Erdoberfläche». Dette var i 1896.]]

Den franske vitenskapsmannen [[Joseph Fourier]] (1768–1830) forsto i 1824 at det er [[atmosfære]]n som gjør at jordens klima er gunstig for liv. Han mente at temperaturen ville være mye lavere om det ikke fantes en atmosfære. For å forklare dette brukte han en analogi med en boks med glass over. Luften i en slik boks vil varmes opp dersom [[solen]] lyser gjennom glasset. Dette var den første teorien om en atmosfære som omhyller jorden og holder varme inne i systemet.<ref>{{Kilde artikkel | forfattere = Bhandari, Medani P  | tittel = Climate change science: a historical outline | publikasjon = Advances in Agriculture and Environmental Science | år = 8. februar 2018 | bind =  | hefte = 1 | sider = 5−12 | doi = 10.30881/aaeoa.00002 | url = http://ologyjournals.com/aaeoa/aaeoa_00002.pdf  | issn=2630-8533 }}</ref><ref name=SM>{{Kilde www | forfatter= Weart, Spencer R. | url=https://history.aip.org/climate/simple.htm#L_M085 | tittel= Simple Models of Climate Change | besøksdato= 5. mai 2019 | utgiver= American Institute of Physics | arkiv_url= | dato = februar 2019}}</ref><ref name=I/> Teorien ble videre utvidet av den franske fysikeren [[Claude Pouillet]] (1791–1868), og i 1856 underbygget ved en serie eksperimenter utført av den amerikanske vitenskapskvinnen [[Eunice Newton Foote]] (1818–1888)).<ref>{{Kilde www|url=https://www.smithsonianmag.com/science-nature/lady-scientist-helped-revolutionize-climate-science-didnt-get-credit-180961291/|tittel=This Lady Scientist Defined the Greenhouse Effect But Didn’t Get the Credit, Because Sexism Read more|besøksdato=26. juni 2019|forfattere=Leila McNeill|dato=5. desember 2016|forlag=Smithsonian.com|sitat=}}</ref>

=== De første teoriene om drivhuseffekten ===
Etter Foote gjorde den britiske vitenskapsmannen [[John Tyndall]] (1820–1893) flere eksperimenter for å kartlegge strålingsegenskapene til [[gass]]ene i atmosfæren. Han fant i 1859 ut at synlig [[sollys]] går så å si rett gjennom atmosfæren. Sollyset fører til oppvarming av jordoverflaten, noe som igjen leder til utstråling av usynlig [[Infrarød stråling|langbølget stråling]]. Tyndall fant ut at de fleste av gassene i luften slipper også denne strålingen rett gjennom, men at mengden [[karbondioksid]] (CO<sub>2</sub>) påvirker hvor mye langbølget stråling som absorberes, og at dette er merkbart selv for små konsentrasjoner. Han fant ut at denne absorberte strålingen fører til oppvarming av luften.<ref name=SM/><ref name=I/>

I 1896 tallfestet den svenske fysikeren [[Svante Arrhenius]] (1859–1927) drivhuseffektens betydning for oppvarming av jordoverflaten og atmosfæren. Han oppdaget med sine beregninger at en viktig positiv [[Tilbakekoblingsmekanisme|tilbakekobling]] oppstår på grunn av økende konsentrasjon av vanndamp i atmosfæren. Dette oppstår som en respons på høyere temperatur, med det resultat at den opprinnelige forstyrrelsen av klimasystemet forsterkes av indre prosesser. Slik forklarte han at endringen mellom [[istid]]er og varme perioder oppstod som respons på endringer i [[atmosfære]]ns innhold av CO<sub>2</sub>. Den amerikanske geologen [[Thomas Chrowder Chamberlin|Thomas Chamberlin]] (1843–1928) studerte dette på samme tid, og presenterte blant annet en teori om at jordens karbonlagre, i hav og i mineraler, opptar og frigjør CO<sub>2</sub> i sykluser som kunne forklare istidene. Arrhenius beregnet også, basert på sine studier, at fremtidig klimaendringer ville oppstå som følge av menneskeskapte utslipp. Han anslo at en dobling av atmosfærens CO<sub>2</sub>-innhold ville gi en temperaturøkning på {{nowrap|5–6 °C}}.<ref>{{Kilde artikkel | forfattere =  Rodhe, H., Charlson, R., & Crawford, E.| tittel = Svante Arrhenius and the greenhouse effect | publikasjon =  Ambio | år = 1997 | bind = 26 | hefte = 1 | sider = 2–5 | doi =  | url = http://www.jstor.org/stable/4314542 }}</ref><ref>{{Kilde artikkel | forfattere = Ramanathan, V., & Vogelmann, A. M. | tittel = Greenhouse effect, atmospheric solar absorption and the Earth's radiation budget: From the Arrhenius-Langley era to the 1990s | publikasjon =  Ambio | år = 1997 | bind = 26 | hefte = 1 | sider = 38–46 | doi = 10.1080/14786440208636602  | url = https://www.jstor.org/stable/4314548  }}</ref>

I 1930-årene viste målinger at temperaturen i Nord-Amerika og nordlige deler av Atlanterhavet hadde økt siden siste halvdel av 1800-tallet. Det ble antatt at dette var et resultat av en naturlig syklus og at virkningen var regional. Disse målingene ble spesielt studert av den britiske ingeniøren og amatørvitenskapsmannen [[Guy Stewart Callendar]] (1897–1964). Han fikk publisert et arbeid om disse temperaturendringene, hvor han hevdet at en oppvarming av jorden kunne forventes som en konsekvens av forbrenning av fossile energikilder. På denne tiden anså både Callendar og andre forskere dette som en fordel.<ref name=I/>{{sfn|Houghton|2009|p=23}}

Den amerikanske geofysikeren [[Edward Olson Hulburt]] (1890–1982) gjorde nye beregninger av drivhuseffekten med oppdaterte data i 1931. I sine regnemodeller tok han med vertikale luftstrømmer (konveksjon) i tillegg til varmestråling. Han kom frem til at dobling av CO<sub>2</sub> ville gi en temperaturøkning på 4&nbsp;°C. Dette var konsistent med resultatene til Arrhenius.<ref name=Tvil>{{Kilde artikkel|tittel=Er det noen tvil om menneskeskapte klimaendringer? | publikasjon=Naturen | doi=10.18261/issn.1504-3118-2018-04-02 | url=https://www.idunn.no/natur/2018/04/er_det_noen_tvil_om_menneskeskapte_klimaendringer|dato=2018-10-24|fornavn=Øyvind|etternavn=Nordli|etternavn2=Hygen|fornavn2=Hans Olav|etternavn3=Benestad|fornavn3=Rasmus|serie=04|språk=no-NO | bind=142 | sider=136–143 | issn=1504-3118 | besøksdato=27. juli 2019}}</ref>

Forskningen som Callendar og andre hadde utført, fikk nye forskere i 1950-årene til å ta saken mer alvorlig. Med bedre teknikker og mer omfattende regnemetoder kunne vitenskapen gå dypere inn i dette enn tidligere. Også militæret i USA fattet interesse for temaet, både for å få kunnskap som kunne være nyttig i fremtidig krigføring, og av hensyn til prestisje. Dermed fikk denne forskningen stor statlig finansiering. Studiene bekreftet at mer CO<sub>2</sub> i atmosfæren ville kunne føre til oppvarming.<ref name=I/>

=== Omfattende klimaforskning begynner ===
[[Fil:Air pollution by industrial chimneys.jpg|mini|Utover i 1960- og 1970-årene fikk interessen for miljøspørsmål og forurensning stadig større interesse både blant folk flest og innenfor vitenskapen. {{byline|National Park Service}}]]

I 1960-årene fikk en også indikasjon på at innholdet av CO<sub>2</sub> i atmosfæren virkelig økte. Den amerikanske geokjemikeren [[Charles David Keeling]] (1928–2005) hadde på denne tiden startet målinger av CO<sub>2</sub> på [[Mauna Loa-observatoriet]] på [[Hawaii]]. Målingene viste at [[Keeling-kurven|nivået økte]] jevnt hvert eneste år. Andre vitenskapsfolk fant metoder for å beregne temperaturendringer på jorden i tidligere tider. Ved hjelp av [[matematisk modellering]] og reguleringsteknikk så de på tilbakekoblingsmekanismer og klimasystemets dynamikk. De fant ut at det eksisterte mekanismer som kunne forsterke selv små endringer, slik at resultatet ble store endringer i klimasystemet totalt.<ref name=I/>

Utover i 1970-årene begynte vitenskapsfolk også å se på mulige virkninger av klimaendringer. På denne tiden ble folk flest også mer interessert i naturvern, og nå begynte en å forstå at klimaendringer neppe bare ville gi fordeler. Forskerne mente at selv noen få graders oppvarming kunne være skadelig for landbruk og muligens også føre til havnivåstigning.<ref name=I/>

Et annet fenomen som ble undersøkt av noen få vitenskapsfolk i 1970-årene, var luftforurensning i form av [[støv]] og [[smog]]. Slik forurensning kunne blokkere for sollys og gi nedkjøling av jorden ([[global dimming]]). Dette kunne være forklaringen på en trend med synkende temperatur siden 1940-årene. Disse motstridende teoriene ble forvirrende for massemedia. Skulle de tro på forskere som mente at verden ville bli varmere og havnivået stige, eller skulle de tro på at verden kanskje ville gå mot en ny istid, kjent som [[global nedkjøling]]? Det forskerne kunne enes om, var at vitenskapen hadde for liten kunnskap om klimasystemet, men at noen konsekvenser kunne forventes av den omfattende forurensningen av atmosfæren. Forskerne anbefalte større bevilgninger for å få økt kunnskap om sammenhenger mellom luftforurensning og klima.<ref name=I/>

Økende uro for en kommende klimaendring fikk det amerikanske [[National Academy of Sciences]] til å nedsette en vitenskapskomité i 1979, for å finne ut hva som kunne forventes. Komiteen kom frem til at en dobling av atmosfærens CO<sub>2</sub>-nivå i forhold til innholdet før industrialiseringen, sannsynligvis ville gi en oppvarming på rundt {{nowrap|3 ºC}}. Estimatet ble oppgitt med et usikkerhetsintervall på {{nowrap|±1,5 ºC}}. Komiteens arbeid ble kjent som Charney-rapporten.<ref name=I/><ref>{{Kilde bok | forfatter= Charney, Jule Gregory m.fl.
| tittel= | artikkel=Carbon dioxide and climate: A scientific assessment  | utgivelsesår= 1979 | forlag= National Academy of Sciences | isbn= | url= https://www.nap.edu/catalog/12181/carbon-dioxide-and-climate-a-scientific-assessment }}</ref>

=== Global oppvarming blir et politisk tema ===
I slutten av 1970-årene var det klart at global gjennomsnittstemperatur på ny viste en tydelig økende tendens. Noen klimaforskere estimerte at rundt år 2000 ville [[global oppvarming|den globale oppvarmingen]] bli merkbar i form av uvanlig høye temperaturer.<ref name=I/> Den amerikansk klimaforskeren [[James Hansen]] (1941–) skapte stor interesse for fagfeltet i 1988 da han presenterte sine resultater for [[Kongressen (USA)|Kongressen]]. Han advarte mot at menneskeskapte [[klimaendring]]er var underveis og utgjorde en trussel for fremtidige generasjoner.<ref>{{Kilde avis|tittel=Global Warming Has Begun, Expert Tells Senate|avis=The New York Times | url=http://www.nytimes.com/1988/06/24/us/global-warming-has-begun-expert-tells-senate.html | besøksdato=5. mai 2019| etternavn=Shabecoff | fornavn=Philip, Special To The New York | dato= 24. juni 1988 |språk=en-US|issn=0362-4331}}</ref>

Da franske og russiske forskere i 1985 kom med resultater basert på [[klimaproxy|proxy-data]] fra [[Antarktis]], vakte det stor internasjonal interesse. De hadde tatt ut [[iskjerneprøve]]r som kunne fortelle noe om klimaet og CO<sub>2</sub>-nivået flere {{nowrap|100 000}} år tilbake i tid. Dataene viste at CO<sub>2</sub>-nivået og temperaturen hadde sammenheng via tilbakekoblinger: En endring av den ene størrelsen, førte til endring av den andre, noe som igjen virket tilbake på den første og så videre. Dette ble underbygd av datasimuleringer, som viste at en dobling av CO<sub>2</sub> ville gi en temperaturøking på rundt 3&nbsp;°C.<ref name=I/>

== Naturlig drivhuseffekt ==
Drivhuseffekten er en naturlig prosess i enhver atmosfære som inneholder [[klimagass]]er. 
I [[solsystemet]] er drivhuseffekten sterkest på planeten [[Venus]]. Bakketemperaturen på {{nowrap|474 °C}} skyldes at atmosfæren til Venus nesten bare består av CO<sub>2</sub>. Uten klimagasser ville overflatetemperaturen vært {{nowrap|54 °C}}. Planeten [[Mars (planet)|Mars]] har også drivhuseffekt, men i svært liten grad. Et tynt lag med CO<sub>2</sub> gir kun en økning fra {{nowrap|−63 °C}} til {{nowrap|−53 °C}}. [[Saturn]]s [[måne]] [[Titan (måne)|Titan]] har også drivhuseffekt.<ref name="McKay">{{cite journal |author=C.P. McKay, J.B. Pollack, and R. Courtin |title=Titan: Greenhouse and Anti-greenhouse Effects on Titan |journal=Science |volume=253 |issue=5024 |pages=1118–21 |date=6. september 1991 |doi=10.1126/science.11538492 |url=http://www.sciencemag.org/cgi/content/abstract/253/5024/1118.abstract |pmid=11538492}}</ref> Den naturlige drivhuseffekten er en forutsetning for livet på jorden slik vi kjenner det.<ref>{{snl|drivhuseffekten|drivhuseffekten}}</ref>

=== Komponentene i klimasystemet ===
==== Sollys og stråling ====
[[Fil:X Class Solar Flare Sends ‘Shockwaves’ on The Sun (6965217647).jpg|mini|Solens overflate fotografert i et øyeblikk med stor [[Solflekksyklusen|solaktivitet]]. Det er spesielt når solen har sine aktive perioder at energiutsendelsen er på sitt mest intense. {{byline|NASA Goddard Space Flight Center}}]]

Solen sender ut [[energi]] i form av [[elektromagnetisk stråling]] som spres ut i verdensrommet. Det er flere måter å måle denne strålingen på, en kan for eksempel uttrykke den ved hjelp av ''[[irradians]]'' eller [[bølgelengde]]. Irradians forteller om strålingens [[effekt]] per flateenhet, og måles i [[Watt|W]]/m<sup>2</sup>. Bølgelengde har å gjøre med strålingens bølgeegenskaper, og måles i [[Mikrometer|μm]] (mikrometer). Strålingen fra solen er av forskjellige typer. Disse har ulike bølgelengder og dermed ulik energiintensitet, slik at kort bølgelengde innebærer sterk energiutstråling, mens lengre bølgelengder gir svakere stråling. Den sterkeste strålingen fra solen har bølgelengde rundt {{nowrap|0,5 μm}}.{{sfn|Grønås|2011|p=52}}

Alle legemer sender ut elektromagnetisk stråling, eller som en også sier: De [[Emisjon (fysikk)|emitterer]] energi eller stråling i et spekter av ulike bølgelengder. Temperaturen til legemet er det som først og fremst bestemmer bølgelengden til strålingen, slik at høy temperatur betyr mer energiutsendelse og altså kortere bølgelengder. Et objekt som har en temperatur på {{nowrap|500 °C}} eller høyere, sender ut stråling i form av [[Lys|synlig lys]]. Legemer med lavere temperatur sender ut stråling som ikke kan sees av det menneskelige øyet, men som kan føles som [[varmestråling]].{{sfn|Grønås|2011|p=52}}

Strålingen fra et legeme (objekt) beskrives av [[Stefan-Boltzmanns lov]]:{{sfn|Grønås|2011|p=53}}

:<math> E = \sigma T^{4}</math>

der '''''σ''''' er [[Stefan-Boltzmanns konstant]] og '''''T''''' er legemets temperatur målt i [[Kelvin]] (K). '''''E''''' er maksimal strålingsenergi per sekund per m<sup>2</sup> av legemets overflate, og måles i W/m<sup>2</sup>. Stefan-Boltzmanns lov gjelder for såkalte ''[[Svart legeme|sorte legemer]]''.{{sfn|Grønås|2011|p=53}} Et ideelt sort legeme absorberer all innkommende stråling, innenfor alle bølgelengder, men trenger ikke å se sort ut for det menneskelige øyet.{{sfn|Grønås|2011|p=55}}

[[Wiens forskyvningslov]] sier at den spektrale energitettheten til [[varmestråling|sort stråling]] ikke varierer med bølgelengden og temperaturen uavhengig av hverandre, men på en sammenkoblet måte. Ut fra denne sammenhengen finner en at solen, med en overflatetemperatur på {{nowrap|6000 K}}, vil ha maksimal emisjon for stråling med bølgelengde {{nowrap|0,5 μm}}. Tilsvarende beregning for jordoverflaten, med en temperatur på rundt {{nowrap|300 K}}, gir en bølgelengde på {{nowrap|10 μm}}. Strålingen fra solen betegnes dermed som kortbølget, mens jordoverflatens stråling kalles langbølget; infrarød stråling eller varmestråling.{{sfn|Grønås|2011|p=53}}

Et objekt (gjenstand eller gass) som absorberer mye stråling, vil også emittere mye stråling. En helt sort overflate er derfor effektiv både til å absorbere stråling og til å emittere den. Derimot vil en reflekterende overflate absorbere og emittere lite stråling.{{sfn|Houghton|2009|p=23–25}} Det meste av jordens overflate, også snø og is, ville sett «sort» ut om det menneskelige øye hadde kunne oppfattet langbølget stråling. Dette betyr at jordens overflate absorberer nesten all langbølget stråling og nesten ikke reflekterer noe tilbake.{{sfn|Houghton|2009|p=22}}

Det er i tillegg slik at et objekt bare kan absorbere og emittere stråling med visse bølgelengder. Absorpsjon til og emittering fra objektet skjer med de samme bølgelengdene. Denne sammenhengen er kjent som [[Kirchhoffs strålingslov]].{{sfn|Grønås|2011|p=55}}

[[Fil:Fraunhofer lines.jpg|mini|Solens spektrum der tilhørende bølgelenge er vist, med måleenhet nanometer (nm=1∙10<sup>-9</sup> m). De sorte strekene er de såkalte ''[[Fraunhofer-linje]]ne''. ]]

Solens stråling har bølgelengder som for en stor del ligger mellom 0,4 og {{nowrap|0,7 μm}}. Bølgelengdene innenfor det synlige båndet (intervallet) oppfattes som ulike farger av det menneskelige øyet. Av solens totale emitterte stråling er rundt 44 % innenfor båndet av bølgelengder som kan sees, rundt 37 % er infrarød (varme) stråling, mens resten er ultrafiolett stråling. Hverken infrarød eller ultrafiolett stråling kan oppfattes av det menneskelige øyet.{{sfn|Grønås|2011|p=54}}

På toppen av atmosfæren er effekten av det innkommende sollyset tilnærmet konstant på {{nowrap|1368 W/m<sup>2</sup>}}. Dette tallet er kjent som [[solarkonstanten]], og bare visse mindre variasjoner gjelder for dette.{{sfn|Grønås|2011|p=56}}{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=119}} Den solare irradiansen, som er den gjennomsnittlige globale innstrålingen til jorden, er derimot på bare cirka {{nowrap|340 W/m<sup>2</sup>}}. Dette er så mye mindre enn solarkonstanten (1/4), ettersom jorden er kuleformet.{{sfn|Hartmann|1994|p=25}}

Jordens bevegelse og posisjon i forhold til solen, skaper [[årstid]]svariasjoner for solenergien som mottas. Dette skyldes at jordbanen rundt solen ikke er sirkelformet, men [[ellipse]]formet. I tillegg ligger solen i et av ellipsens brennpunkt og ikke i senteret av denne banen. Andre forhold av betydning er den [[Aksehelning|hellende jordaksen]], som gir fire avgrensede årstider for de nordlige og sørlige regioner på jorden. Dette påvirker daglengden, som igjen avgjør hvor mye sollyset varmer jordoverflaten. Nær [[ekvator]] er lengden på dagen nær {{nowrap|12 timer}} for alle årets måneder, mens dagen ved polene varierer fra 0 til {{nowrap|24 timer}}. Takket være atmosfæren og havet skjer det store energioverføringer i klimasystemet som jevner ut forskjellene. Uten dette ville temperaturen og klimaforskjellene vært mye større på jorden.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=34–37}}

==== Atmosfæren ====
{{utdypende|Jordens atmosfære}}

[[Fil:Atmosphere composition diagram-no.svg|mini|upright=1.8|Skjematisk fremstilling av kjemiske prosesser og transport i atmosfæren. Prosessene knytter atmosfæren til andre komponenter i jordsystemet, som havene, jordoverflaten, samt livet på land og i havet. <small>Illustrasjon: Phillipe Rekacewicz, Strategic Plan for the U.S. Climate Change Science Program</small>]]

Jordens atmosfære består i volum av 78 % nitrogen (N<sub>2</sub>), 21 % oksygen (O<sub>2</sub>) og en rekke andre gasser, hvorav vanndamp (H<sub>2</sub>O) (0,5–4 % ved jordoverflaten) er den viktigste klimagassen. Karbondioksid (CO<sub>2</sub>) er også viktig. N<sub>2</sub> og O<sub>2</sub> bidrar ikke til drivhuseffekten (fordi disse gassene ikke absorberer langbølget stråling), selv om de utgjør en stor del av atmosfærens volum.{{sfn|Grønås|2011|p=41–42}} Gassvolumene regnes relativt til totalvolumet av tørr luft.{{sfn|Grønås|2011|p=42}} Dersom det ikke hadde eksistert noen klimagasser, ville gjennomsnittstemperaturen på jorden vært rundt {{nowrap|−18 °C}} {{nowrap|(255 K)}}, altså en hel del lavere enn dagens rundt {{nowrap|15 °C}} {{nowrap|(288 K)}}.{{sfn|Hartmann|1994|p=26}}

Atmosfæren består av en rekke lag, men for klimaet på jorden er det bare de to lagene nærmest jordoverflaten som spiller noen rolle for drivhuseffekten, nemlig [[troposfæren]] og [[stratosfæren]]. Tilsammen inneholder disse to lagene 99,9 % av atmosfærens samlede masse.{{sfn|Grønås|2011|p=42}} Troposfærens tykkelse er {{nowrap|18–20 km}} ved ekvator, og bare {{nowrap|6–9 km}} ved [[Geografisk pol|polene]].{{sfn|Grønås|2011|p=48}} Blandingsforholdet mellom gassene er tilnærmet konstant fra jordoverflaten og høyt opp i atmosfæren, men [[tetthet]]en av dem avtar kraftig oppover. Årsaken er at tettheten for gassene er proporsjonal med [[trykk]]et og omvendt proporsjonal med [[Kelvin|absolutt temperatur]].{{sfn|Grønås|2011|p=43}}

På vei gjennom atmosfæren vil det [[Ultrafiolett stråling|ultrafiolette]] sollyset absorberes, spesielt av [[ozon]] i stratosfæren. Stråling som treffer luftmolekyler eller faste partikler, spres i alle retninger, og noe av denne solstrålingen når jordoverflaten. Kortbølget solstråling som når bakken, kalles [[direkte stråling|direkte solstråling]], mens den som kommer via himmelen og skyer kalles [[diffus stråling]]. Summen av direkte og diffus stråling kalles ''globalstråling''. Om det er overskyet, vil all solstråling mot bakken komme som diffus stråling.{{sfn|Grønås|2011|p=56}}

Skyer reflekterer mye av sollyset, tykke skyer {{nowrap|60–90 %}} og tynne skyer {{nowrap|30–50 %}}. Generelt er dette fenomenet kjent som ''[[albedo]]'', og uttrykkes i prosent for reflektert stråling. Atmosfæren har en gjennomsnittlig albedo på 31 %. Med andre ord blir gjennomsnittlig 31 % av all solstråling reflektert til verdensrommet allerede i atmosfæren.{{sfn|Grønås|2011|p=56}}

==== Jordoverflaten ====
[[Fil:Whole world - time-lapse from 2004-01 to 2004-12.gif|mini|Bilder som viser årstidene, med endret vegetasjon og utbredelse av snø og is. Jordens albedo, det vil si evne til å reflektere sollys, endres i takt med årets gang. {{byline|NASA/Goddard Space Flight Center}}]]

Jordoverflaten vil både absorbere og emittere strålingsenergi. Når det er solskinn, absorberes mer energi enn det som sendes ut, og bakkens temperatur øker. Om natten reduseres bakkens temperatur, ettersom det bare foregår emisjon. Det er overflatetypen som avgjør hvor mye bakken emitterer eller absorberer regionalt, spesielt har farge mye å si. En sort flate absorberer mye solstråling, mens lyse flater i større grad reflekterer stråling.{{sfn|Grønås|2011|p=54}}

Snø absorberer nesten all langbølget stråling og emitterer den i neste omgang som langbølget stråling, dermed kan snø betraktes som et sort legeme for denne typen stråling. På den annen side absorberer nysnø nesten ikke kortbølget stråling. Denne blir isteden reflektert.{{sfn|Grønås|2011|p=55}} Nysnø har en albedo på {{nowrap|75–95 %}} (betydelig lavere for gammel snø), vann og sjø rundt 10 %, gress {{nowrap|10–30 %}} og skog {{nowrap|3–10 %}}.{{sfn|Grønås|2011|p=56}} I tillegg til at fargen på overflaten er vesentlig for albedo, har også solvinkelen stor betydning. Om solstrålene faller i rett vinkel inn på havoverflaten, vil nesten ikke noe lys reflekteres. Men om solvinkelen er 15 grader, eller mindre, vil albedoen bli over 50 %. Det samme fenomenet gjelder for landjorden.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=44}}

Jordens albedo er størst i polarområdene, hvor skyer og snødekke er utbredt i rikt monn, samtidig som vinkelen for solinnstrålingen er stor (solen står lavt over horisonten det meste av året). Et annet område med høy albedo er de tropiske og subtropiske regionene. Her er det ofte tykke skyer, og noen områder har lys overflate, som Saharaørkenen. Havet har liten albedo, så om det ikke er isdekke eller skyer over havet, er dets albedo bare {{nowrap|8–10 %}}. Lavest albedo fås fra havoverflaten i tropiske regioner der det er lite skyer. Gjennomsnittlig albedo for hele jordoverflaten og atmosfæren er som nevnt 31 %.{{sfn|Hartmann|1994|p=34}}

[[Fil:Olr 1979 1995 mean.png|mini|Gjennomsnittlig langbølget terrestrisk stråling ut fra jorden i perioden 1979–1995.]]

Langbølget stråling emittert fra jordoverflaten kalles ''terrestrisk stråling''.{{sfn|Grønås|2011|p=56}} Den merkes særlig i klare vinternetter, da det ofte blir ekstra kaldt fordi varmen fra jorden stråler rett ut i verdensrommet.{{sfn|Houghton|2009|p=19}} Den terrestriske strålingen er sterkest over varme ørkener og over tropiske havområder med få skyer. Lavest terrestrisk stråling finner en i polare strøk og over tropene når det er høye skyer. Dette kommer av at langbølget stråling avhenger av temperaturen til overflaten som emitterer strålingen. I polare strøk har overflaten lav temperatur, og skydekket er ofte høyt. Høyest utgående langbølget stråling oppstår der en har varm jordoverflate med tørre luftlag over, samt lite skyer.{{sfn|Hartmann|1994|p=34}}

Nettostrålingen, altså differansen mellom innkommende solstråling og utgående langbølget stråling, er negativ ved polene og positiv i tropene. Den høyeste positive verdien er rundt {{nowrap|120 W/m<sup>2</sup>}} og oppstår over subtropiske havområder om sommeren. Størst energitap ([[strålingsavkjøling]]) har jorden ved polene om vinteren når det er [[polarnatt]]. Her vil den terrestriske strålingen ikke bli kompensert av noe innkommende sollys. Et spesielt unntak er Saharaørkenen, som har et netto energitap hele året.{{sfn|Hartmann|1994|p=34}}

Mot jordens nordlige og sørlige områder skjer det en betydelig energitransport fra ekvatorregionen via hav- og luftstrømmer. Størst er total energitransport rundt 30. breddegrad. Her er energitilførselen fra solen også størst, med rundt {{nowrap|5 [[Peta|P]][[Watt|W]]}} ({{nowrap|5⋅10<sup>15</sup> watt}}). Om jordens hav og atmosfære ikke hadde transportert store energimengder fra ekvatorregionen mot polene, ville tropene hatt mye høyere temperatur og polene hatt enda lavere. Varmetransporten gjør med andre ord klimaet på jorden mye jevnere enn det ellers ville vært.{{sfn|Hartmann|1994|p=38}}

=== Strålingsbalanse og drivhuseffekt ===
==== Atmosfærens respons på lang- og kortbølget stråling ====
Objekter (og gasser) absorberer og emitterer stråling innenfor visse intervaller av bølgelengder, det en kaller for bølgebånd. Et eksempel er et vindusglass, som har egenskapen at ultrafiolett og infrarød lys, altså lys med henholdsvis stor og liten bølgelengde, blir absorbert. Derimot går det synlige lyset rett gjennom. En sier at glass er [[Transparens|transparent]] for synlig lys.{{sfn|Grønås|2011|p=55}}

En klimagass som CO<sub>2</sub> kjennetegnes ved at den absorberer den langbølgede infrarøde strålingen fra jordoverflaten godt. Derimot slipper den kortbølgede strålingen rett gjennom. Energien som tas opp ved absorpsjon i en gass, blir omgjort til [[kinetisk energi]] i [[molekyl]]ene, også kalt ''[[indre energi]]''.{{sfn|Grønås|2011|p=55−56}} Dette kommer av molekylenes vibrasjons- og rotasjonstilstander, der opptak eller avgivelse skjer i diskrete overganger mellom energinivåer, og er årsaken til at absorpsjon og emisjon skjer ved visse bølgelengder. Dette beskrives matematisk ved hjelp av [[kvantemekanikk]].{{sfn|Stordal|1993|p=18}} Energien som tas opp ved absorpsjon, fordeles mellom gassene ved kollisjoner mellom molekylene, noe som gir økt temperatur.{{sfn|Grønås|2011|p=55−56}}

[[Fil:Atmospheric Transmission.png|mini|upright=1.8|Figuren viser [[absorpsjonsband|absorpsjonsbåndene]] (intervaller) i jordens atmosfære i midten, og effekten som dette har på både solstråling og oppadgående termisk stråling, øverste graf. Individuelle absorpsjonsspekter for vanlige klimagasser og [[Rayleigh-spredning]] er vist i nedre panel.<small>Illustrasjon: Robert A. Rohde</small>]]

I figuren vises i det øverste panelet atmosfærens absorpsjonsspekter for sollys (rød) til venstre. Figuren viser at mesteparten av solstrålingens energi er i den synlige delen av spekteret, i intervallet {{nowrap|0,4–0,7 μm}}. Den delen av spektret som har lange bølgelengder, blir absorbert, noe som er vist til venstre i panelet i midten. Denne delen av sollysets energi forårsaker kjemiske prosesser i atmosfæren. Som panelet i midten også viser, blir en stor del av den synlige delen av sollyset sluppet ned til jordoverflaten.{{sfn|Stordal|1993|p=15}}

Panelet i midten viser også [[spredning]]en av sollyset. Først og fremst er det skyer, partikler og gassmolekylene som forårsaker lysspredning. De første to faktorene varierer mye både fra sted til sted og med tidspunkt, derimot er molekylenes spredning lite variabel. Størst er spredningen langt nede i atmosfæren.{{sfn|Stordal|1993|p=15}}

Jorden emitterer langbølget stråling (blå), noe som er vist i det øverste panelets høyre del. Den terrestriske strålingen er mest intens for bølgelengder rundt {{nowrap|10 μm}}. Spredning er ikke nevneverdig for denne strålingen, men en del gasser i atmosfæren absorberer langbølget stråling, se det midterste panelets høyre del. Gassene i atmosfæren har karakteristiske egenskaper for absorpsjon og emisjon av langbølget stråling i visse bølgebånd. Dette er vist detaljert i de mindre panelene i nedre del av figuren. Her kan en se at CO<sub>2</sub> absorberer langbølget stråling spesielt mye for bølgelengder rundt {{nowrap|15 μm}}. O<sub>2</sub> og O<sub>3</sub> absorberer derimot mest rundt bølgelengden {{nowrap|10 μm}}. En annen komponent i atmosfæren som absorberer svært mye langbølget stråling, er vanndamp. Vanndampen absorberer stråling i betydelig bredere bånd enn de andre gassene, den har derfor størst betydning som klimagass,{{sfn|Stordal|1993|p=17–18}} rundt 50 %.<ref>{{snl|Drivhuseffekten|Drivhuseffekten}}</ref> Også skyer absorberer langbølget stråling.{{sfn|Stordal|1993|p=17–18}}

For langbølget stråling med bølgelengder i intervallet {{nowrap|10–12 μm}} viser panelet i midten at atmosfæren er nesten transparent. Strålingen fra jordoverflaten med disse bølgelengdene går nesten tvers gjennom atmosfæren og ut i verdensrommet. Derfor kalles dette for det [[Atmosfærisk vindu|atmosfæriske vinduet]]. Noen av de klimagassene som slippes ut i atmosfæren forårsaket av forurensning, absorberer langbølget stråling i dette området, dette gjelder lystgass (N<sub>2</sub>O), metan (CH<sub>4</sub>) og en del [[Klorfluorkarbon|KFK]]-gasser. Gasser som absorberer langbølget stråling i bølgebåndet for det atmosfæriske vinduet, har sterk påvirkning på drivhuseffekten.{{sfn|Stordal|1993|p=18}}

De forskjellige gassene i atmosfæren har overlappende absorpsjonsbånd. Absorpsjon av langbølget stråling i atmosfæren kan ikke bare vurderes for hver gass isolert, men det må tas hensyn til betydningen av de øvrige gassene. Betydningen av en gass isolert kan ikke fastsettes, for deretter å si at alle bidragene tilsammen utgjør 100 %.{{sfn|Grønås|2011|p=257}}

==== Terrestrisk og atmosfæriske tilbakestråling skaper drivhuseffekten ====
[[Fil:Greenhouse visible and infrared light.png|mini|upright=1.8|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.]]

Av solstrålingen, som er overveiende kortbølget stråling, går en stor del gjennom atmosfæren og varmer opp jordoverflaten. Den resulterende terrestriske strålingen fra jorden er langbølget infrarød stråling, og er bare noe mindre enn fra et sort legeme med samme temperatur. Denne går opp i atmosfæren og en stor del av strålingen blir absorbert av gassene der. I neste omgang vil gassene i atmosfæren emittere denne langbølgede strålingen. En del av denne emittere strålingen fra atmosfæren går ut i verdensrommet, mens en annen del, ved et fenomen kalt [[atmosfærisk tilbakestråling]], stråles tilbake til jorden. Dette er hovedprinsippet bak selve drivhuseffekten. De faktiske forholdene er mer kompliserte, blant annet siden noe av strålingen reflekteres.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=51}}{{sfn|Stordal|1993|p94}}

Det er ikke bare gassene i atmosfæren som skaper drivhuseffekt, de små vanndråpene i skyer spiller også en rolle. Dermed vil fenomenene relatert til drivhuseffekten og temperaturforskjeller ikke bare være avhengige av høyden over bakken, men også være avhengige av omgivelsene. Sensorer i satellitter brukes for å studere detaljer rundt stråling og temperatur.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=7}}

Navnet drivhuseffekt kommer av en analogi til et drivhus som bare er delvis overførbar til jorden. I et drivhus, se illustrasjon, vil tak og vegger av glass absorbere den langbølgede strålingen fra gulv og vegger, og emittere denne tilbake. Imidlertid vil også vegger og tak hindre utstrømning av varme forårsaket av luftbevegelsene utenfor. Luftstrømningene inne i drivhuset reduseres også, noe som spiller en rolle i omfordeling av varme. I atmosfæren derimot, er det kraftige strømninger i atmosfæren.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=51}}{{sfn|Stordal|1993|p94}}{{sfn|Houghton|2009|p=22}}

==== Energitransport i klimasystemet ====
Det er generelt tre mekanismer for hvordan transport av varmeenergi kan skje. Stråling er beskrevet i foregående avsnitt og er den energioverføring som skjer mellom solen og jorden. ''[[Varmeledning|Konduksjon]]'' er varmeledning gjennom substanser på grunn av temperaturforskjeller. Denne overføringen skjer via atomære vibrasjoner. Luft er en dårlig varmeleder for denne typen overføring, dermed kan dette sees bort fra i atmosfæren. Derimot er konduksjon en viktig mekanisme på jordoverflaten. ''Termisk konduktivitet'', altså evnen til varmeledning, er størst når bakken inneholder vann. ''[[Konveksjon]]'' er en mekanisme i væsker og gasser som kan sirkulere (strømme) og dermed distribuere oppvarmede deler av massen. Når en del av luften får mindre [[tetthet]] enn omkringliggende luftmasser, vil den stige på grunn av gravitasjonens virkning ([[oppdrift]]). Atmosfæren har sterke sirkulasjoner fordi den har lav [[viskositet]] (den strømmer lett). Luften står praktisk talt aldri stille, dermed overføres mye varme på denne måten. Det samme gjør seg gjeldende i havet.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=2}}{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=37–38}}

Konveksjon overfører varme på to måter, den ene kalles ''[[følbar varme]]'' og den andre ''[[latent varme]]''. Følbar varme er direkte transport av varme via forflytning av masse (stigning av luft) og blanding. Følbar varme overføres også via konduksjon. Den latente varmen er derimot indirekte energioverføring. Her skjer det en [[faseovergang]] (overgang fra fast til flytende, eller omvendt), men ikke temperaturendring. Når vann omdannes til vanndamp ved fordampning (eller koking) trengs varme. Når vannet [[Kondensasjon|kondenseres]] i atmosfæren frigjøres den samme energimengde som ble tatt opp ved fordampning. Også ved smelting av is skjer et energiopptak av latent varme, men med en annen energimengden enn ved fordampning.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=37–38}}

Jordens mottak av energi fra solen er geografisk svært ujevnt fordelt. Mottaket varierer sterkt med breddegradene, slik at ekvator får tilført 2,5 gang så mye årlig energi som polene. Det er disse store forskjellene som står bak både globale værmønstre og klima. Polene er mottakere av store varmemengder fra ekvatorregionen, og det foregår en konstant energistrøm, slik at verdens mottatte solenergi redistribueres. Varmetransporten skjer via hav- og luftstrømmene, kalt ''vertikal varmetransport'', der atmosfæren står for omtrent to tredjedeler av totalen. Den vertikale energitransporten skjer som følbar varme. I tillegg skjer det en ''horisontal varmetransport'' der både latent- og følbar varme (varme luftmasser) stiger opp i atmosfæren.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=57–59}}

En konsekvens av den store redistribusjonen av varmeenergi på jorden, er at den utgående energien i form av langbølget stråling er nokså jevnt distribuert over planeten – i motsetning til den innkommende solstrålingen.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=57–59}}

==== Energibalansen for klimasystemet ====
[[Fil:Earthenergybudgetgreenhouseeffect-onlypercentage-no.svg|mini|upright=1.8|Jordens energibudsjett med angivelse av prosentvis fordeling. Tall fra 2009. I slike fremstillinger midles tallene over flere år, da verdiene stadig har små endringer. Det inngår også måleusikkerhet for verdiene, men disse er ikke vist her. {{sfn|Stocker|2014|p=182}} Ubalansen i energibudsjettet som gir [[global oppvarming]] er heller ikke vist. Denne ubalansen er cirka {{nowrap|0,6 W/m<sup>2</sup>}} (2017) eller 0,18 %, noe som representerer litt større energi inn mot jorden enn ut.<ref name=Wu/> [[Termikk]] betyr her varme oppadstigende luftstrømmer og med [[Evapotranspirasjon]] menes energistrøm i form av vanndamp. {{byline|Åshild Telle|type =Illustrasjon.}}]]

Et viktig prinsipp fra fysikken for å forstå klimasystemet og klimaendringer, er [[Energiprinsippet|energibalansen]] for et system. Energi kan ikke forsvinne, og energien fra solstrålingen som jorden mottar, må slippe ut fra jorden om den ikke skal få stadig høyere temperatur. Og omvendt, om jorden sender ut mer strålingsenergi enn den mottar, vil den kjøles ned. Strålingsbalansen må derfor over tid være lik null for at jordens gjennomsnittlige temperatur skal være uforandret. Om temperaturen endres, vil det påvirke klimaet på en rekke måter, primært ved endring av [[Atmosfærisk sirkulasjon|atmosfærens]] og [[Havstrøm|havets sirkulasjon]], samt at [[vannets kretsløp]] endres.{{sfn|Grønås|2011|p=51}}

Energibalansen for jordkloden for et år er funnet med målinger og vist skjematisk i figurer som den vist her. Som illustrasjonen viser, er det mange komponenter som virker i et komplekst samspill. Det er vanlig å sette den innkommende solstrålingen i toppen av atmosfæren til 100 %. (Det samme som å si at {{nowrap|100 poeng}} tilsvarer {{nowrap|340 W/m<sup>2</sup>)}}. Av denne energien er det rundt 29 % som reflekteres direkte tilbake i verdensrommet. Dette skyldes refleksjon både fra skyer og atmosfære {{nowrap|(23 %)}} og refleksjon fra jordoverflaten {{nowrap|(7 %)}}. En andel på 23 % blir absorbert av atmosfæren, det meste av vanndamp og skyer i troposfæren. Det er dermed en gjenværende andel på 48 % som absorberes av jordoverflaten.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=419–422}}

Energien som absorberes av jordoverflaten, fører til fordampning av vann {{nowrap|(25 %)}} og oppvarming av atmosfæren ved konveksjon {{nowrap|(5 %)}}.{{sfn|Grønås|2011|p=58}} Oppvarming ved konveksjon vil si at jordoverflaten overfører varme til luften, og denne stiger så opp i atmosfæren. Oppe i atmosfæren er det luftmasser som kjøles ned og synker ned til jordoverflaten, dermed oppstår luftsirkulasjon.{{sfn|Houghton|2009|p=22}} Jordoverflaten blir også oppvarmet i dybden av solstrålingen, men over et år vil det være likevekt mellom det som tilføres og mottas. Av den innkommende solenergien er det en resterende energistrøm på 17 % som varmer opp jordoverflaten.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

Energien som varmer opp jordoverflaten emitteres og stråler opp i atmosfæren som langbølget stråling (terrestrisk stråling). Fordi jorden stråler energi ut både natt og dag, og fordi drivhuseffekten gir høy temperatur, er den terrestriske strålingen på hele 117 %. Dette er 17 prosentpoeng mer enn solstrålingen fra toppen av atmosfæren. Av denne utgående langbølgede strålingen fra jordoverflaten vil 12 % gå direkte gjennom atmosfæren og rett ut i verdensrommet. De resterende 105 % absorberes av klimagasser og skyer. Hele 100 % av den absorberte energien i atmosfæren blir emittert og returnert tilbake til jordoverflaten som atmosfærisk tilbakestråling.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

Atmosfæren tar opp omtrent dobbelt så mye langbølget stråling fra jordoverflaten som den mottar kortbølget stråling fra solen.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

Strålingsbalansen for jordoverflaten er slik: Den mottar 148 % (innkommende sollys og atmosfærisk tilbakestråling) og avgir 117 % (terrestrisk stråling), som i sum gir et overskudd på 30 %. Dette finner en igjen i atmosfærens strålingsbalanse: Atmosfæren mottar 23 % absorbert fra direkte solstråling og 117 % som terrestrisk stråling, som tilsammen gir et mottak på 148 %. Den avgir 100 % som atmosfærisk tilbakestråling og 59 % som stråling ut i verdensrommet, tilsammen et tap på 159 %. Atmosfæren har dermed et underskudd på rundt 30 %. Dette underskuddet balanseres av vertikal varmetransport fra jordoverflaten til atmosfæren, en kaller dette for strømmer av ''følbar''- og ''latent fordampningsvarme''.{{sfn|Grønås|2011|p=58}}

En påfallende egenskap med denne energibalansen er den store energiutvekslingen mellom jordoverflaten og atmosfæren. Den langbølgede strålingen mellom disse er de to største energistrømmene.{{sfn|Hartmann|1994|p=29}} Om det ikke var for den sterke atmosfæriske tilbakestrålingen, ville temperaturen gjennom døgnet ha variert mye mer. Fordi den langbølgede strålingen ned mot jorden er sterkere enn solinnstrålingen ved bakken, blir ikke landoverflaten raskt nedkjølt om natten, den blir heller ikke oppvarmet tilsvarende raskt om dagen. Drivhuseffekten gir ikke bare relativt høy temperatur på jordens overflate, men sørger også for at døgnvariasjonene holdes lave.{{sfn|Hartmann|1994|p=28}}

Netto ubalanse i det globale gjennomsnittlige energibudsjettet er cirka {{nowrap|0,6 W/m<sup>2</sup>}} (2017).<ref name=Wu>{{Kilde bok | forfatter= | redaktør=  Wuebbles, Donald J., m.fl.  | utgivelsesår= 2017  | artikkel=  | tittel= Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I   | bind=  | utgave=  | utgivelsessted= Washington, DC, USA  | forlag= U.S. Global Change Research Program  | isbn=  | doi = 10.7930/J0J964J6  | id=  | side= 74 | språk= engelsk  | kommentar=  | url= https://science2017.globalchange.gov/ }}</ref> For å lage dette energibudsjettet midler en verdier over flere år, for eksempel ti år. Dette er energien som varmer opp klimasystemet, og altså gir [[global oppvarming]].{{sfn|Stocker|2014|p=182}} Om energibalansen var lik null, som i diagrammet i dette avsnittet, der 100 % av energien tilført jorden forlater den, ville klimasystemet vært i balanse.

==== Drivhuseffektens høydevariasjon ====
Temperaturen avtar raskt oppover i atmosfæren i forhold til ved jordoverflaten, og drivhuseffekten varierer avhengig av differansen mellom lufttemperatur og jordoverflatens temperatur. Nær jordoverflaten er temperaturforskjellen liten og luften absorberer det meste av den terrestriske strålingen, som i neste omgang for det meste blir emittert oppover. Dette betyr at drivhuseffekten nær jordoverflaten er liten. Lengre opp i atmosfæren er forholdene motsatt – mye av den langbølgede strålingen nedenfra blir absorbert, men emisjonen skjer ved lavere temperatur og mindre stråling emitteres derfor oppover. Dermed vil luftmassene høyt oppe i atmosfæren, på grunn av sin lavere temperatur, ha lite strålingstap ut i verdensrommet. Med andre ord har luften høyt oppe større drivhuseffekt enn luften lengre nede.{{sfn|Grønås|2011|p=59}}{{sfn|Houghton|2009|p=25}} For eksempel er temperaturen {{nowrap|5 km}} opp fra jordoverflaten rundt {{nowrap|−30 °C}}, og ved {{nowrap|10 km}} er den rundt {{nowrap|−50 °C}} lavere enn ved jordoverflaten.{{sfn|Houghton|2009|p=27}}

<div style="font-size:smaller; padding:1em; margin:0 0 0 1em; border:1px solid; background:ivory;">
{{Anchor|Modell for en enkel atmosfære}}
'''Modell for en enkel atmosfære'''<br />
[[Fil:Model of a planet with atmosphere.svg|mini|Atmosfære for en planet med henholdsvis ett og to lag.]]

En enkel modell for en tenkt planet kan utdype forståelsen av strålingsbalanse og drivhuseffekt. Anta en jordlignende planet med en atmosfære bestående av bare ett lag. Det forutsettes at atmosfæren er ''isotermisk'', det vil si at temperaturen er den samme overalt. Videre forutsettes det at atmosfæren er transparent og slipper gjennom alt kortbølget sollys fra en stjerne lik solen, men at den er fullstendig ugjennomtrengelig (fullstendig absorpsjon) for langbølget stråling. Ut fra dette kan en gjøre noen vurderinger av planetens temperatur, forutsatt likevekt for stråling.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

Den kortbølgede strålingen fra stjernen, markert med gul pil merket '''F''', kommer inn i toppen av atmosfæren og når planetens overflate uavkortet. Her blir den fullstendig absorbert av overflaten. 
Fordi atmosfæren absorberer all langbølget stråling vil dens ekvivalente sort legeme-temperatur være den samme som temperaturen til atmosfæren. For at planeten skal ha likevekt, må det være like mye stråling inn ved toppen av atmosfæren som ut, dette er markert med den oransje pilen ut med størrelse '''F'''. Strålingen ut i verdensrommet er planetens langbølgede sorte stråling. Fordi atmosfæren er isotermisk, emitterer den en like stor stråling, '''F''', nedover mot planetens overflate. Tilsammen kommer strålingen '''F''' med kortbølget stråling ned mot planetens overflate, pluss '''F''' som langbølget stråling, hvilket tilsammen gir 2'''F'''. Denne energien må balanseres med en tilsvarende emittert langbølget stråling 2'''F''' opp fra overflaten. Anta videre at strålingen fra stjernen er '''F''' = {{nowrap|240 W/m<sup>2</sup>}} ved toppen av atmosfæren. En kan da regne ut planetens overflatetemperatur ved hjelp av Stefan-Boltzmanns lov:{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

:<math>T_E= \sqrt[4]{2 F \over \sigma}  = \sqrt[4]{2 \cdot 240 \over {5,67 \cdot 10^{-8}}} = 303 </math>

Om planeten var uten atmosfære ville temperaturen derimot blitt:

:<math>T_E= \sqrt[4]{F \over \sigma} = \sqrt[4]{240 \over 5,67 \cdot 10^{-8}} = 255</math>

Altså blir planetens overflatetemperatur {{nowrap|48 K}} høyere når planeten har atmosfære.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

Modellen kan utvides ved å forutsette at atmosfæren har to lag. Det andre laget er vist i figuren og det forutsettes å ha samme egenskaper som det første laget. Med de samme resonnementene som for tilfellet over, så vil det nederste atmosfærelaget emittere 2'''F''' oppover. Dette på grunn av at den mottar '''F''' som kortbølget solstråling og '''F''' som langbølget stråling fra laget over. Siden laget er isotermisk, må det emittere 2'''F''' også nedover. Den totale strålingen mot planetens overflate blir nå 3'''F''' på grunn av 2'''F''' som langbølget stråling fra det nederste atmosfærelaget og '''F''' fra solen. Dette balanseres av en kortbølget stråling oppover på 3'''F''' fra planetoverflaten.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

I en atmosfære med mange lag, N, vil emisjonen fra lagene, fra det øverste til det nederste være '''F''', 2'''F''', 3 '''F''' ... N'''F'''. De korresponderende sort legeme-temperaturene for overflaten vil da bli 303, 335 ... [(N+1) F/σ]1/4 K.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

Denne enkle modellen kan utvides med å forutsette forskjellige temperatur for planetens overflate og de forskjellige lagene i atmosfæren.<ref>{{Kilde www | forfatter= Rose, Brian E. J. | url=http://www.atmos.albany.edu/facstaff/brose/classes/ATM623_Spring2015/Notes/Lectures/Lecture06%20--%20Elementary%20greenhouse%20models.html | tittel= Lecture 6: Elementary greenhouse models | besøksdato= 10. mai 2019 | utgiver= University at Albany | arkiv_url= | dato = 2015 }}</ref> Dermed blir modellen enda likere jordens atmosfære.

For en atmosfære med mange absorberende lag vil temperaturen ved planetens overflate bli høy. En slik planet kan tenkes å gi fra seg varmen først og fremst ved konveksjon, det vil si varmetransport via interne strømning i atmosfæren.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}

For mer realistiske modeller av klimasystemet på jorden må det tas hensyn til atmosfærens absorpsjonsspektra, samt avhengigheten med bølgelengden til strålingen. Dessuten må en ta hensyn til det atmosfæriske vinduet, i tillegg til andre komplekse fenomener i atmosfæren.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=121–122}}
</div>

== Klimaendringer og menneskelig påvirkning av drivhuseffekten ==
{{utdypende|klimaendring|klimapådriv|strålingspådriv}}

Klimaendringer har oppstått flere ganger i jordens historie. En gjør derfor forskjell på naturlige klimaendringer og menneskeskapte, for å skille dem fra nåtidens [[Global oppvarming|globale oppvarming]]. Det finnes mange forskjellige ''[[klimapådriv]]'', altså faktorer som endrer [[klima]]et.{{sfn|Grønås|2011|p=61}} Naturlige klimapådriv kan gjerne virke sammen med menneskeskapte.<ref name=Tvil/> For at det skal regnes som en klimaendring, ser man på slike endringer i lengre perioder, ofte over en periode på ti år.{{sfn|Grønås|2011|p=61}} I tillegg til klimapådriv virker det forsterkende mekanismer i klimasystemet, kjent som positive tilbakekoblinger. De naturlige klimapådriven som har påvirket jordens klima har vært for svake til å forklare fortidens klimavariasjon uten slike mekanismer.<ref name=Tvil/>

Helt siden oldtiden har det vært diskusjoner rundt mulighetene for at menneskelige aktiviteter kan påvirke [[klima]]et lokalt. Blant annet har både de gamle grekerne, og senere amerikanerne på 1800-tallet, lurt på om nedhugging av skog kunne gi mer nedbør, eller kanskje mindre. På 1800-tallet ble det gjort oppdagelser av fortidige [[istid]]er, og en mente at dette var endringer langt større enn hva en kunne forestille seg at mennesker kunne være i stand til å påvirke. En startet også å diskutere hva som lå bak [[klimaendring]]ene som ga istider og varme perioder. Det kom opp ideer om at det kunne være [[Variasjoner i solaktiviteten|variasjon i solens utstråling]], røyk fra vulkaner, utvikling av fjellkjeder som påvirket luftstrømningene eller endring av luftsammensetningen.<ref name=I>{{Kilde www | forfatter= Weart, Spencer R. | url= https://history.aip.org/climate/summary.htm | tittel = Introduction: A Hyperlinked History of Climate Change Science  | besøksdato= 5. mai 2019 | utgiver= American Institute of Physics | arkiv_url= | dato = februar 2019}}</ref>

=== Naturlige klimaendringer ===
Klimaet kan endres både på grunn av indre og ytre mekanismer, de kan være menneskeskapte eller naturlige. For eksempel at strålingen fra solen enten blir sterkere eller svakere.{{sfn|Grønås|2011|p=61}} Endringer av solstrålingen som påvirker jordens strålingsbalanse, kalles ''[[strålingspådriv]]''. Vulkanutbrudd er en annen naturlig endring av strålingspådrivet. Store utbrudd kan gi redusert temperatur på jorden, da over noen få år. Årsaken er [[svoveldioksid]] (SO<sub>2</sub>) som reagerer med andre gasser og danner [[aerosol]]er. Slike partikler sprer sollyset, noe som fører til refleksjon av noe av sollyset tilbake til verdensrommet. En sier at det gir et negativt strålingspådriv, altså nedkjølende effekt.{{sfn|Grønås|2011|p=61}}

[[Fil:Vostok_Petit_data.svg|mini|Temperatur, CO<sub>2</sub> og støvkonsentrasjon i atmosfæren basert på [[klimaproxy|proxy-data]] fra en [[iskjerneprøve]] fra Antarktis. {{Byline|[[National Oceanic and Atmospheric Administration]] (NOAA)|type = Diagramdata}}]]

Jordbanens betydning for [[strålingspådriv]] kan forklares ut fra [[Milanković-syklusene]]. Disse modellerer periodiske endringer av helningsvinkelen til jordens akse og formen av [[bane]]n rundt solen, hvilket endrer den totale mengden av sollys som treffer jorden. Det er ikke snakk om store endringer, men dette påvirker tidspunkt og intensiteten av [[årstid]]ene. Denne mekanismen er antatt å bestemme tidssyklusene for [[istid]]ene.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=356–357}}{{sfn|Grønås|2011|p=217–223}}

Solen har en elleve års syklus, kjent som [[solflekksyklusen]], der den solare [[irradians]]en varierer med {{nowrap|± 1 W/m<sup>2</sup>}}. Solflekksyklusen er perioder med stor utvikling av [[solflekk]]er (tydelige sorte flekker på solens overflate), og økt utstråling. En mener at i langvarige perioder med liten solflekkaktivitet vil temperaturen på jorden påvirkes. Spesielt under [[Maunder minimum]] fra 1645 til 1715 var solflekkaktiviteten uvanlig lav, noe som er en mulig forklaring på [[den lille istid]]. Dette var en periode med betydelig kjøligere og mer ekstremt klima på [[den nordlige halvkule]].{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=356}}

Gjennom jordens historie har det vært store endringer av kontinentenes posisjon og størrelse. Dette har ikke bare endret havenes størrelse og form, men også ført til forming av fjell når kontinentalplatene støter sammen. Dermed har dette fått betydning for havstrømmer og atmosfærens sirkulasjon. Disse endringene har i stor grad bidratt til istider samt perioder med tørt eller fuktig klima.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=356}}

[[Fil:El Niño Conditions.jpg|mini|El Niño-betingelser kjenne{{shy}}tegnes med at varme vann{{shy}}masser nærmer seg den søramerikanske kysten. Fravær av kaldt oppkomme av vann øker oppvarmingen. <small>Illustrasjon: National Oceanic and Atmospheric Administration</small>]]

Enda en type naturlige klimaendringer er de interne klimapådrivene. Disse inntreffer selv om solen gir konstant pådriv og atmosfæresammensetningen er uforandret.{{sfn|Grønås|2011|p=61}} Et eksempel er [[El Niño]], som er den varme og negative fasen av en klimasyklus som kalles ''El Niño-sørlige oscillasjon''. Fenomenet kjennetegnes av oppvarming av havflaten, eller at temperatur i sjøoverflaten ligger over gjennomsnittet, og finner sted i enten det sentrale eller østlige tropiske [[Stillehavet]].<ref>{{cite web|title=Australian Climate Influences: El Niño|url=http://www.bom.gov.au/watl/about-weather-and-climate/australian-climate-influences.shtml|publisher=Australian Bureau of Meteorology|accessdate=4. april 2016}}</ref><ref name="ENSO:Nutshell">{{cite web |date=5. mai 2014 |title=What is the El Niño–Southern Oscillation (ENSO) in a nutshell? |author1=L'Heureux, Michelle |url=https://www.climate.gov/news-features/blogs/enso/what-el-ni%C3%B1o%E2%80%93southern-oscillation-enso-nutshell |url-status=dead |website=ENSO Blog |archiveurl=https://web.archive.org/web/20190512130529/https://www.climate.gov/news-features/blogs/enso/what-el-ni%C3%B1o%E2%80%93southern-oscillation-enso-nutshell |archivedate=10. april 2016 |df=dmy |accessdate=2019-05-12 }}</ref> Denne oppvarmingen forårsaker et skifte i den atmosfæriske sirkulasjonen med redusert nedbør over [[Indonesia]] og [[Australia]], mens nedbør og tropiske [[syklon]]formasjoner øker over det tropiske Stillehavet.<ref>{{cite web |publisher=Australian Bureau of Meteorology |archivedate=10. april 2016 |title=What is El Niño and what might it mean for Australia? |url=http://www.bom.gov.au/climate/updates/articles/a008-el-nino-and-australia.shtml |accessdate=10. april 2016 |url-status=dead |archiveurl=https://web.archive.org/web/20160415070130/http://www.bom.gov.au/climate/updates/articles/a008-el-nino-and-australia.shtml |df=dmy }}</ref> De lave [[passatvind]]ene, som normalt blåser fra øst til vest langs ekvator, svekkes eller begynner å blåse fra den andre retningen.<ref name="ENSO:Nutshell"/>

I tillegg til El Niño finnes det en rekke andre sykluser i klimasystemet, blant annet den ''kvasibiennale oscillasjonen'' og den ''[[Nordatlantisk oscillasjon|nordatlantiske oscillasjon]]''. Dette er eksempler på at klimaet i sin natur er regionalt variabelt og kan endres selv om det ikke er noe eksternt pådriv til stede.<ref>{{Kilde www | forfatter=  | url= http://ossfoundation.us/projects/environment/global-warming/radiative-climate-forcing | tittel= Climate Forcing | besøksdato= 25. januar 2019 | utgiver= The Open Source Systems Foundation | arkiv_url= https://web.archive.org/web/20171202091812/http://ossfoundation.us/projects/environment/global-warming/radiative-climate-forcing | dato=  | arkiv-dato= 2017-12-02 | url-status= yes }}</ref>

=== Menneskeskapt økning av drivhuseffekten ===
{{hoved|Global oppvarming}}

Den menneskeskapte eller ''antropogene'' drivhuseffekten betegner den økningen i drivhuseffekten som skyldes forurensning av atmosfæren. Ved å øke andelen av naturlige klimagasser i atmosfæren (CO<sub>2</sub> og CH<sub>4</sub> og flere andre kunstige klimagasser, som for eksempel KFK- og [[hydrerte halokarboner|HFC]]-gasser), har menneskelig aktivitet i løpet av de siste om lag 200 årene forsterket den naturlige drivhuseffekten.{{sfn|Stordal|1993|p=96-97}}

Betydningen av disse endringene er forandringer i klimasystemet, blant annet høyere temperatur, endring av skymengden, økt vanndampinnhold i atmosfæren og påvirkning av mengden av is og snø på jordoverflaten. Disse endringene kan virke tilbake på jordens klima.{{sfn|Stordal|1993|p=96–97}}

I mai 2013 ble det meldt at avlesninger for CO<sub>2</sub> tatt på verdens primære referansested på [[Mauna Loa-observatoriet]] hadde nådd {{nowrap|400 [[Parts per million|ppm]]}}.<ref>{{cite news|url= http://www.bbc.co.uk/news/science-environment-22486153
|title= Carbon dioxide passes symbolic mark | publisher= [[BBC]] | date = 10. mai 2013 | accessdate= 27. mai 2013}}</ref><ref>{{Cite news|url= http://www.ft.com/cms/s/0/e00ba374-b9a4-11e2-bc57-00144feabdc0.html|title= CO<sub>2</sub> at highest level for millions of years|work= [[Financial Times]]|author= Pilita Clark|date = 10. mai 2013|accessdate= 27. mai 2013}}</ref> Månedlige globale CO<sub>2</sub>-konsentrasjoner oversteg {{nowrap|400 ppm}} i mars 2015, trolig for første gang på flere millioner år.<ref>{{Cite web|url = http://www.nature.com/news/climate-scientists-discuss-future-of-their-field-1.17917|title = Climate scientists discuss future of their field|date = 7. juli 2015|website = }}</ref> Ved begynnelsen av 2000-tallet blir omtrent halvparten av alt CO<sub>2</sub> fra forbrenning av fossilt brensel ikke absorbert av vegetasjon og hav, dermed forblir gassen i atmosfæren.<ref name="NASA-20151112-ab">{{cite web |last1=Buis |first1=Alan |last2=Ramsayer |first2=Kate |last3=Rasmussen |first3=Carol |title=A Breathing Planet, Off Balance |url=http://www.jpl.nasa.gov/news/news.php?feature=4769 |date=12. november 2015 |work=[[NASA]] |accessdate=13. november 2015 }}</ref>

Andre menneskeskapte klimapådriv er utslipp av SO<sub>2</sub> som via kjemiske reaksjoner gir aerosoler, samt en annen kategori aerosoler der utslippet er forårsaket av arealbruksendringer. Det siste dreier seg om hugging av skog og dyrkning av land. Slike endringer av landjorden gir både endring av naturlig opptak av CO<sub>2</sub> og forandring av jordoverflatens albedo.{{sfn|Grønås|2011|p=61}} I gruppen aerosoler inngår også partikler som støv, sot og saltpartikler. Flere av disse er naturlige, som saltpartiklene som vind virvler opp fra havet. Konsentrasjonen av disse er størst over områder med mye luftforurensning, som en finner i Europa, Nord-Amerika, Kina og India. Nær jordoverflaten er oppholdstiden for disse bare noen få dager, fordi nedbør fører dem tilbake til jorden. Derimot vil aerosoler som kommer opp til [[stratosfæren]] få en mye lengre oppholdstid, gjerne flere år.{{sfn|Grønås|2011|p=45}}

Mange av gassene i atmosfæren har tilnærmet konstant blandingsforhold selv i store høyder, men for klimagassene kan blandingsforholdet variere både horisontalt og vertikalt. Særlig vanndamp kan ha store variasjoner. For eksempel kan vanndamp utgjøre 4 % av luften ved jordoverflaten ved tropene, mens i kald arktisk luft kan innholdet være under 1 %. Noen klimagasser har spesielt lang oppholdstid i atmosfæren, dette gjelder CO<sub>2</sub>, CH<sub>4</sub> og N<sub>2</sub>O, hvilket betyr at de er godt blandet og at konsentrasjonen er tilnærmet konstant horisontalt. Derimot vil konsentrasjonen i de forskjellige lagene oppover i atmosfæren være variabel.{{sfn|Grønås|2011|p=43}} O<sub>3</sub> virker i den midlere og øvre del av stratosfæren. KFK-gasser og HFC-gasser finnes i små mengder, men bidrar også som klimagasser.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=10}}

==== Økt strålingspådriv ====
[[Fil:Radiative-forcings-no.svg|thumb|upright=1.8|Status for menneskeskapte strålingspådriv i 2005 (i forhold til førindustrielt nivå i 1750). Usikkerheten er vist med [[usikkerhetsstolpe]]r for hvert av bidragene. <br /><small>Fra [[IPCCs fjerde hovedrapport|Klimapanelets fjerde hovedrapport]]</small>]]

Endringer av jordens strålingsbalanse, blant annet ved endret konsentrasjon av atmosfærens klimagasser, aerosoler og jordoverflatens albedo, fører til forandringer av strålingspådrivet. Klimasystemets respons er klimaendringer, som over lang tid vil lede frem til en ny strålingsbalanse. En kan si at slike endringer skjer hele tiden ved at skyer og aerosoler dannes, konsentrasjonene av gasser endres og at jordoverflatens albedo er årstidsavhengig.{{sfn|Grønås|2011|p=259–261}}

Strålingspådrivet måles i W/m<sup>2</sup> og blir kalkulert over en viss tidsperiode. Strålingspådrivet kalkuleres ut fra en antatt strålingsbalanse i 1750, det vil si før atmosfæren var påvirket av menneskelige utslipp av klimagasser. Siden den gang, og frem til nåtid, er ikke strålingsbalansen lenger null; det har oppstått et positivt strålingspådriv.{{sfn|Grønås|2011|p=259–261}} Et positivt strålingspådriv gir økt temperatur på jorden, mens et negativt gir redusert temperatur ved jordoverflaten.{{sfn|Grønås|2011|p=61}}

Figuren viser de globale gjennomsnittlige strålingspådrivene i 2005 med et CO<sub>2</sub>-innhold på {{nowrap|379 ppm}} i atmosfæren. Som en ser, gir dette et strålingspådriv på rundt {{nowrap|1,7 W/m<sup>2</sup>}}. I tillegg kommer bidragene fra andre klimagasser, blant annet CH<sub>4</sub>, N<sub>2</sub>O og HFC-gasser med et samlet bidrag på omtrent {{nowrap|1 W/m<sup>2</sup>}}. Deretter kommer et bidrag fra O<sub>3</sub>, men dette har både en avkjølende og oppvarmende effekt. Nettovirkningen av O<sub>3</sub> er imidlertid på {{nowrap|0,3 W/m<sup>2</sup>}}. Enda en menneskeskapt påvirkning er endring av jordoverflaten (vegetasjonsdekke) og forurensning (sot) på snø, altså forhold som endrer jordens albedo. Også denne har et positivt og negativt bidrag, med en nettovirkning på omtrent {{nowrap|0,1 W/m<sup>2</sup>}}. Så kommer to store negative strålingspådriv forårsaket av aerosoler, der den som skyldes direkte pådriv er på {{nowrap|–1,2 W/m<sup>2</sup>}} og de som skyldes indirekte albedo fra skyer er på {{nowrap|–0,7 W/m<sup>2</sup>}}. Det minste menneskeskapte pådrivet i figuren kommer fra kondensstriper fra flytrafikk, med {{nowrap|0,01 W/m<sup>2</sup>}}. I tillegg til alle disse kommer et naturlig strålingspådrivet på grunn av sterkere solstråling, dette er på {{nowrap|0,12 W/m<sup>2</sup>}}.<ref name=ipcc4>{{Kilde bok | forfatter=Solomon, S m.fl. | tittel= Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change | artikkel= Summary for Policymakers | utgivelsesår= 2007 | forlag= Cambridge University Pres | isbn= | sted = Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA | url= https://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg1/ar4-wg1-spm.pdf}}</ref>

Alle disse bidragene kan ikke summeres algebraisk på grunn av overlappende absorpsjonsbånd for de forskjellige bidragene. Derfor viser stolpen helt til høyre summen av strålingspådrivene som er på {{nowrap|1,6 W/m<sup>2</sup>}}, med et usikkerhetsintervall mellom 0,6 og {{nowrap|2,4 W/m<sup>2</sup>}}.<ref name=ipcc4/> Dette strålingspådrivet fører blant annet til langsom oppvarming av havet, atmosfæren og landjorden.{{sfn|Stordal|1993|p=96}} Siden 2005 har innholdet av klimagasser i atmosfæren økt, og det totale strålingspådrivet likeså.<ref>{{Kilde bok  | forfatter=  | redaktør=  Wuebbles, Donald J, m.fl.  | utgivelsesår= 2017  | artikkel=  | tittel= Climate Science Special Report: Fourth National Climate Assessment, Volume I   | bind=  | utgave=
  | utgivelsessted= Washington, DC, USA  | forlag= U.S. Global Change Research Program
  | isbn=  | doi = 10.7930/J0J964J6  | id=  | side= 87 | språk= engelsk  | kommentar=  | url= https://science2017.globalchange.gov/ }}</ref>

''Effektiv strålingstemperatur'' er den temperaturen i atmosfæren der strålingen fra solen og strålingen fra jorden og ut i verdensrommet balanseres. For tiden (2011) er denne temperaturen {{nowrap|−19 °C}}. Videre vil denne temperaturen være i en gitt høyde over jordoverflaten, kalt ''strålingstyngdepunktet''. Med økt konsentrasjon av klimagasser økes høyden for strålingstyngdepunktet, samtidig som effektiv strålingstemperatur blir lavere. Enkelt sagt fører økt drivhuseffekt til at det blir mindre langbølget stråling som slipper ut i verdensrommet. Energibalansen for strålingen endres slik at jorden absorberer mer energi enn den slipper ut, noe som gir økt global gjennomsnittstemperatur.{{sfn|Grønås|2011|p=59}}

==== Global dimming ====
{{Hoved|Global dimming}}

[[Fil:China.A2001313.0330.250m.jpg|mini|Et tykt lag med aerosoler over Kina. Bilde fra november 2001. {{byline|Jacques Descloitres/NASA}}]]

[[Aerosol]]er utgjør en stor demping av drivhuseffekten, kjent som [[global dimming]]. Et eksempel på effekten av aerosoler er nedkjølingen av klimat på midten av 1900-tallet. Etter å ha steget raskt i løpet av den første delen av 1900-tallet, avkjølte den globale middeltemperaturene seg med omtrent 0,2&nbsp;°C etter 1940 og holdt seg lav til 1970, hvoretter den begynte å stige raskt igjen. Dette skjedde til tross for at nivået av CO<sub>2</sub> i atmosfæren økte drastisk i perioden. Denne nedkjølingen i midten av århundret ser ut til hovedsakelig å skyldes høy konsentrasjon av sulfat-aerosoler i atmosfæren. Årsaken var utslipp fra industri og vulkanutbrudd. Sulfat-aerosoler har en avkjølende effekt på klimaet fordi de sprer lyset fra solen og reflekterer energien tilbake ut i verdensrommet.<ref>{{Kilde www | forfatter= Brahic, Catherine | url= https://www.newscientist.com/article/dn11639-climate-myths-the-cooling-after-1940-shows-co2-does-not-cause-warming/ | tittel=Climate myths: The cooling after 1940 shows CO2 does not cause warming | besøksdato= 13. desember 2019 | utgiver= NewScientist| arkiv_url= | dato = 16. mai 2007 }}</ref><ref>{{Kilde www | forfatter= Blackburn, Anne-Marie | url= https://skepticalscience.com/global-cooling-mid-20th-century.htm | tittel= Why did climate cool in the mid-20th Century? | besøksdato=  13. desember 2019 | utgiver= SkepticalScience| arkiv_url= | dato = }}</ref>

Figuren i avsnittet over har store [[usikkerhetsstolpe]]r for aerosolene, noe som indikerer hvor usikker en er på størrelsen av disse. I regioner som Europa og Nord-Amerika var det tidligere mye luftforurensning som førte til dannelse av aerosoler, men lovreguleringer har redusert dette betraktelig. Om land som Kina og India utover på 2000-tallet vil greie å redusere sine utslipp til luft, forventes det at mengden aerosoler i atmosfæren reduseres. Etter som konsentrasjonen av CO<sub>2</sub> øker og aerosoler minker, forventes en økning av strålingspådrivet frem mot 2100. Noen klimaforskere har ment at dette vil kunne øke den globale oppvarmingen betraktelig (et anslag er {{nowrap|6 °C}}). Derimot har FNs klimapanel ikke lagt mye vekt på denne forskningen i sine estimater for fremtidig temperaturstigning.{{sfn|Grønås|2011|p=305–306}}

=== Tilbakekoblingsmekanismer ===
{{Hoved|Tilbakekoblingsmekanisme}}

Klimasystemet er svært komplekst med en rekke koblinger mellom forskjellige mekanismer. Noen av disse ''[[tilbakekoblingsmekanisme]]ne'' er positive, slik at en økning av strålingspådrivet (for eksempel forårsaket av menneskeskapte klimagasser) fører til temperaturøkning som setter i gang endringer som forsterker oppvarmingen. Et eksempel er økt vanndampinnhold i atmosfæren som gir ytterligere temperaturøkning. Negative tilbakekoblinger, derimot, gir forandringer som reduserer drivhuseffekten og temperaturen.{{sfn|Stordal|1993|p=97–99}}

Et eksempel på at de negative tilbakekoblingene gjør seg gjeldende, er [[istid]]ene. En mener at den negative endringen av strålingspådrivet i utgangspunktet har vært svært lite, men at mange negative tilbakekoblingsmekanismer har forsterket den opprinnelige nedkjølende trenden. Generelt virker tilbakekoblingsmekanismene over svært lang tid (tiår til årtusener), samt at det er mange av dem. Det er altså slik at det er pådriv som er årsaken og setter i gang klimaendringer, men tilbakekoblingene har innflytelse på hvor store de til slutt vil bli.{{sfn|Grønås|2011|p=61–62}}

Et beslektet begrep til tilbakekoblingsmekanismer er ''[[klimafølsomhet]]''. Den sier noe om hvor mye temperaturen endres ved en gitt endring av konsentrasjonen av CO<sub>2</sub>. Den vanligste definisjonen er at den angir global temperaturøking ved en fordobling av konsentrasjonen til CO<sub>2</sub>.{{sfn|Grønås|2011|p=62}}

Det finnes svært mange slike mekanismer, men her gis bare en forklaring av noen av de viktigste.

==== Tilbakekobling fra vanndamp ====
Hvis atmosfæren varmes opp, vil [[Damptrykk|dampens metningstrykk]] øke, og mengden av vanndamp i atmosfæren vil øke. En økning i vanndampinnholdet føre til at atmosfæren varmes ytterligere opp – og vanndamp regnes således som en klimagass. Oppvarmingen dette fører til gjør i neste omgang at atmosfæren kan holde på enda mer vanndamp, altså en positiv tilbakekobling. Dette vil fortsette videre til andre prosesser stopper økningen. Resultatet er en større drivhuseffekt enn den CO<sub>2</sub> skaper alene.<ref name="SodenHeld2005">{{Cite journal|doi=10.1175/JCLI3799.1|title=An Assessment of Climate Feedbacks in Coupled Ocean–Atmosphere Models|year=2006|last1=Soden|first1=B. J.|last2=Held|first2=I. M.|journal=Journal of Climate|volume=19|issue=14|pages=3354 |bibcode=2006JCli...19.3354S}}</ref>{{sfn|Stordal|1993|p=97–99}}

Sammenhengen mellom trykk og temperatur ved [[Fase (termodynamikk)|faseovergang]] for to stoffer er beskrevet av [[Clausius-Clapeyron-ligningen]]. Ligningen beskriver en eksponentiell økning av metningstrykket for vanndamp ved økende temperatur. Det betyr at tilbakekoblingen for vanndamp i atmosfæren blir kraftigere med økt temperatur.{{sfn|Wallace og Hobbs|2006|p=447}}

==== Tilbakekobling på grunn av is og snø ====
[[Fil:Sea_Ice_MeltPonds.png|miniatyr|De lysblå områdene er smeltedammer på sjøis og de mørkeste områdene er åpent vann. Blå områder har en lavere albedo enn den hvite isen, noe som gir en oppvarmende effekt. {{byline|NASA}}]]

De delene av jordoverflaten som er dekket av is og snø, hele eller deler av året, reflekterer mye av sollyset tilbake til verdensrommet (har høy albedo). Økt temperatur på jordoverflaten reduserer mengden snø og is. Dette fører til at mer sollys blir absorbert istedenfor å reflekteres, dermed øker temperaturen ytterligere.{{sfn|Stordal|1993|p=97–99}}

==== Tilbakekobling på grunn av skyer ====
Skyer har to virkninger i klimasystemet som kompliserer beregningen av resultatet. For det første reflekterer skyer sollys tilbake til verdensrommet. For det andre absorberer de langbølget stråling fra jordoverflaten som i neste omgang blir emittert, og sendt tilbake til jordoverflaten. Dermed sørger de også for å redusere varmetapet ut i rommet. Hvilken av disse to effektene som dominerer for en enkelt sky avhenger av dens temperatur, dermed også av dens høyde over jorden. En annen avgjørende faktor er dens optiske egenskaper – som bestemmes av om den består av vanndamp eller ispartikler, dens tykkelse og gjennomsnittlig størrelse av partiklene i den.{{sfn|Houghton|2009|p=110–111}} Lave skyer har en tendens til at den reflektere egenskapen dominerer, dermed kjøler de ned klimasystemet. Høye skyer har derimot en tendens mot motsatt effekt, altså at de bidrar til oppvarming.{{sfn|Houghton|2009|p=110–111}}

==== Tilbakekobling på grunn av havet ====
Havet har flere roller når det gjelder påvirkning av klimaet. Det er en interaksjon mellom atmosfæren og havet – havet påvirker atmosfæren, og atmosfæren havet. Fra havet fordamper store vannmengder som står for størsteparten av bidraget til atmosfærens vanndampinnhold. På grunn av den latente varmen ved kondensering til skyer er vanndamp det største varmebidraget til atmosfæren. Atmosfæren på sin side påvirker havet ved at vinder, som er drivere for havsirkulasjon (sammen med andre mekanismer), oppstår.{{sfn|Houghton|2009|p=111–114}}

Havet representerer en stor [[varmekapasitet]] i forhold til atmosfæren. Det skal derfor mye mer varmeenergi til for å øke temperaturen i havet med bare én grad, enn det som skal til for samme temperaturøkning i atmosfæren. Havet vil, både lokalt og globalt, påvirke atmosfærens temperatursvingninger. I praksis kan en oppleve dette ved at steder nær havet har liten forskjell mellom temperaturen gjennom døgnet og gjennom året. Steder langt fra havet har mye større temperaturvariasjoner. Havet har derfor en dominerende rolle for å bestemme hvor fort atmosfærens temperatur kan øke.{{sfn|Houghton|2009|p=111–114}}

En tredje virkning av havet er den store redistribusjonen av varmeenergi. Både atmosfæren og havet transporterer varmeenergi fra jordens ekvator mot polene, men havets energitransport er mye større.{{sfn|Houghton|2009|p=111–114}}

Havet representerer en tilbakekoblingsmekanisme som har størst betydning for tiden det tar før ny likevektstilstand opprettes, det vil si tiden fra strålingspådrivet endres til en ny likevekt og en ny temperatur oppstår.{{sfn|Hartmann|1994|p=8}} Tidsskalaen den virker på er fra årtier til århundrer. Generelt er en usikker på om havstrømmer representerer positive eller negative tilbakekoblinger.{{sfn|Stocker|2014|p=128}}

[[Fil:Recent Sea Level Rise.png|mini|Havnivåmålinger foretatt på 23 steder rundt om i verden siden 1880 viser en økende trend.<br /><small>Kilde: Robert A. Rohde</small>]]

Havet absorberer den menneskeskapte tilførselen av CO<sub>2</sub> via den såkalte ''[[Karbonsluk|karbonpumpen]]''. I dag utgjør dette bare om lag en tredjedel av dagens utslipp, men på lang sikt vil rundt 75 % av CO<sub>2</sub>-gassen som slippes ut fra menneskelige aktiviteter løses opp i havet. Dette vil ta flere århundrer.<ref>{{cite journal|last=Archer|first=David|year=2005|title=Fate of fossil fuel CO<sub>2</sub> in geologic time|journal= Journal of Geophysical Research |volume=110 |url=http://geosci.uchicago.edu/~archer/reprints/archer.2005.fate_co2.pdf|doi=10.1029/2004JC002625|pages=C09S05|bibcode=2005JGRC..11009S05A}}</ref> Imidlertid er hastigheten som havet vil ta CO<sub>2</sub> opp i fremtiden mindre sikker. Det forventes at havet vil bli mer lagdelt forårsaket av oppvarming, og at dette eventuelt gir endringer i havets [[Termohalin sirkulasjon|thermohaline sirkulasjon]], altså en svekkelse av havstrømmene.<ref>{{Kilde artikkel | forfattere = Jansen, Malte F.  | tittel = Glacial ocean circulation and stratification explained by reduced atmospheric temperature | publikasjon = Grantham Institute Briefing paper  | år = 2016  | bind =114 | hefte = 1 | sider = 45–50 | doi = 10.1073/pnas.1610438113  | url = https://www.pnas.org/content/114/1/45.short}}</ref><ref>{{Kilde artikkel | forfattere = C. Heinze, S. Meyer, N. Goris, L. Anderson, R. Steinfeldt, N. Chang, C. Le Quéré, og D. C. E. Bakker | tittel = The ocean carbon sink – impacts, vulnerabilities and challenges | publikasjon = Earth System Dynamics | år = 2015 | bind = 6 | hefte =  | sider = 327–358 | doi = 10.5194/esd-6-327-2015 | url = https://www.earth-syst-dynam.net/6/327/2015/ | arkivurl = | arkivdato = 2017-12-02 }}</ref>

Havet vil ut fra dette ha en tilbakekobling til CO<sub>2</sub>-innholdet i atmosfæren. I henhold til [[Henrys lov]] vil større konsentrasjon av CO<sub>2</sub> i atmosfæren føre til større opptak av CO<sub>2</sub> i havet. På den annen side vil økt temperatur i havet svekke dets evne til å ta opp CO<sub>2</sub>. Nå er det den første mekanismen som er sterkest, og havets innhold av CO<sub>2</sub> er stadig økende. En effekt av dette er [[havforsuring]]. På lengre sikt forventer en at opptaket av CO<sub>2</sub> i havet vil svekkes. Dermed vil global oppvarming på lengre sikt bety at mer CO<sub>2</sub> blir værende i atmosfæren, altså en positiv tilbakekobling ved forsterket drivhuseffekt.{{sfn|Grønås|2011|p=284–286}}

==== Tilbakekobling for langbølget stråling fra jorden ====
Negative tilbakekoblingsmekanismer er mindre virkningsfulle sett i sammenheng med økt strålingspådriv. Disse reduserer hastigheten av oppvarmingen, men kan ikke alene forårsake nedkjøling.{{sfn|Barry og Chorley|2003|p=359}}

Når temperaturen for jorden øker, vil utslipp av langbølget varmestråling øke med den fjerde potensen av planetens absolutte temperatur, i henhold til Stefan-Boltzmanns-lov. Dette øker styrken av utgående stråling når jordoverflaten får høyere temperatur. Dette kalles for ''[[Planck-tilbakekobling]]'', og er den sterkeste negative tilbakekoblingen.<ref>{{Kilde artikkel | forfattere = Knutti, Reto og Rugenstein, Maria A. A. | tittel = Feedbacks, climate sensitivity and the limits of linear models | publikasjon = Phil.Trans Royalsociety | år = 2015 | bind = 373 | hefte = 20150146 | sider =  | doi = 10.1098/rsta.2015.0146 | url = http://iacweb.ethz.ch/staff//mariaru/pdfs/KnuttiRugenstein15.pdf | besøksdato = 2019-05-12 | arkiv-dato = 2016-04-12 | arkiv-url = https://web.archive.org/web/20160412053801/http://iacweb.ethz.ch/staff//mariaru/pdfs/KnuttiRugenstein15.pdf | url-status=død }}</ref>

=== Vippepunkter ===
{{Hoved|Vippepunkt (klima)}}

[[Fil:Climate-tipping-points-interactions-no.svg|upright=1.8|thumb|Interaksjoner mellom noen vippepunkter (&#x2295;: øker sannsynligheten for sammenheng &#x2296;: mindre sannsynlighet, &#x2296;/&#x2295;: effekt i begge retninger, nettoeffekten er usikker)<ref>{{Literatur |Autor=Elmar Kriegler, Jim W. Hall, Hermann Held, Richard Dawson und Hans Joachim Schellnhuber |Titel=Imprecise probability assessment of tipping points in the climate system |Sammelwerk=Proceedings of the National Academy of Sciences |Datum=2009-03-31 |DOI=10.1073/pnas.0809117106}}</ref>]]

Begrepet [[Vippepunkt (klima)|vippepunkt]] ble introdusert av den tyske klimaforskeren [[Hans Joachim Schellnhuber]] (1950–) rundt 2000.<ref>{{cite journal|author=Kaspar Mossman|year=2008|title=Profile of Hans Joachim Schellnhuber|journal=[[Proceedings of the National Academy of Sciences|PNAS]] |volume=105 |issue=6 |pages=1783–1785 |doi=10.1073/pnas.0800554105}}</ref><ref>{{Kilde www|url=http://archive.sciencewatch.com/dr/nhp/2009/09julnhp/09julnhpLentET/|tittel=New Hot Papers: Timothy M. Lenton & Hans Joachim Schellnhuber |besøksdato= 2014-02-15| forlag=ScienceWatch.com |type=Interview}}</ref> Det bygger på hans arbeid innenfor [[Ikke-lineært system|ikke-lineær dynamikk]]. Fenomenet går ut på at usammenhengende, irreversible og ekstreme endringer er forbundet med global oppvarming. Inntil da hadde en i hovedsak antatt at klimaendringer vil være lineære, altså utvikle seg proporsjonalt med nivået av klimagasser i atmosfæren.<ref>{{Literatur |Autor=Joel B. Smith, Hans Joachim Schellnhuber, M. Monirul Qader Mirza |Titel=Vulnerability to Climate Change and Reasons for Concern: A Synthesis |Sammelwerk=IPCC Third Assessment Report – Climate Change 2001 |WerkErg=Working Group II: Impacts, Adaptation and Vulnerability |Verlag=[[Cambridge University Press]] |Datum=2001 |Kommentar=Report |Online=[http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg2/pdf/wg2TARchap19.pdf PDF]}}</ref> Det fines en lang rekke slike mekanismer for vippepunkter, og her nevnes bare kort noen få.

Forskningsartikkelen «Tipping elements in the Earth's climate system» («Vippepunkter i jordens klimasystem») handlet om disse mulige fremtidige endringene.<ref>{{Kilde www|url=http://www.pik-potsdam.de/aktuelles/pressemitteilungen/archiv/2009/kippelemente-bleiben-201eheises201c-thema?set_language=de|tittel=Kippelemente bleiben „heißes“ Thema|besøksdato=2014-01-06|forlag=Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung|arkiv-dato=2014-01-06|arkiv-url=https://web.archive.org/web/20140106185753/http://www.pik-potsdam.de/aktuelles/pressemitteilungen/archiv/2009/kippelemente-bleiben-201eheises201c-thema?set_language=de|url-status=yes}}</ref> Ni mulige vippepunkter ble utpekt, hvor terskelverdiene kan overstiges innen år 2100.<ref>{{Kilde www |url=https://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/archive/2008/tipping-elements-in-the-earths-climate-system?set_language=en |tittel=Tipping elements in the Earth's climate system |besøksdato=25. februar 2019 |forlag=Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung |arkiv-dato=2012-09-19 |arkiv-url=https://web.archive.org/web/20120919172456/http://www.pik-potsdam.de/news/press-releases/archive/2008/tipping-elements-in-the-earths-climate-system?set_language=en |url-status=yes }}</ref>

* smelting av sommeris i [[Arktis]],
* smelting av [[Grønlandsisen]],
* smelting av [[Den vestantarktiske innlandsisen]],
* svekkelse av den atlantiske [[Termohalin sirkulasjon|thermohaline sirkulasjonen]],
* endring i [[El Niño|El Niño-sørlig oscillasjon]] (ENSO),
* sammenbrudd av den indiske [[Monsun|sommermonsunen]],
* endringer i det vestafrikanske monsunsystemet med effekter for [[Sahara]] og [[Sahel]],
* [[avskoging]] av [[tropisk regnskog]] og
* nedgang i [[Boreal barskog|boreale skoger]]

Etter dette har også andre potensielle vippepunkter blitt identifisert.<ref>{{Kilde www | url=https://www.pik-potsdam.de/services/infodesk/tipping-elements/kippelemente?set_language=en | tittel=Tipping Elements - the Achilles Heels of the Earth System | besøksdato=24. februar 2019 | forlag=Potsdam-Institut für Klimafolgenforschung | arkiv-dato=2019-09-13 | arkiv-url=https://web.archive.org/web/20190913235916/https://www.pik-potsdam.de/services/infodesk/tipping-elements/kippelemente?set_language=en | url-status=yes }}</ref>

Et eksempel på et vippepunkt som forsterker drivhuseffekten radikalt er mulige utslipp av [[metanhydrat|metanklatrat]], også kalt metanhydrater. Dette er en form for is som inneholder store mengder CH<sub>4</sub> i sin [[krystall]]struktur. Svært store forekomster av metanklatrat har blitt funnet under sedimenter på havbunnen visse steder, spesielt i områder på høye breddegrader og i [[Mexicogolfen]].{{sfn|Stocker|2014|p=1116}} Et plutselig utslipp av store mengder naturgass fra lagre av metanklatrat, en såkalt ''løpsk global oppvarming'', er fremsatt som en hypotese som årsak til både fortidige og muligens fremtidige klimaendringer. Det er antatt at dette alene kan øke den globale temperaturen med {{nowrap|5 °C}}, blant annet fordi CH<sub>4</sub> er en mye mer kraftig klimagass enn CO<sub>2</sub>. Teorien går også ut på at dette vil påvirke tilgjengelig innhold av O<sub>2</sub> i atmosfæren. Denne teorien har blitt foreslått for å forklare de mest alvorlige hendelsene av masseutryddelse på jorden, for eksempel [[perm-trias-utryddelsen]].<ref>{{cite journal |last1=Archer |first1=D |year =2007 |title=Methane hydrate stability and anthropogenic climate change|url=http://www.biogeosciences-discuss.net/4/993/2007/bgd-4-993-2007.html|journal=Biogeosciences Discuss|volume=4|issue=|pages=993–1057|doi=10.5194/bgd-4-993-2007}}</ref><ref>{{cite web |url=http://www.independent.co.uk/environment/climate-change/exclusive-the-methane-time-bomb-938932.html|title=Exclusive: The methane time bomb|last=Connor|first=Steve|date= 23. september 2008| publisher=[[The Independent]] | accessdate= 5. mars 2019 }}</ref><ref>{{cite web|url=http://www.independent.co.uk/news/science/hundreds-of-methane-plumes-discovered-941456.html|title=Hundreds of methane 'plumes' discovered|last=Connor|first=Steve|date=25. september 2008|publisher=[[The Independent]]|accessdate=5. mars 2019}}</ref><ref>{{cite journal|author1=N. Shakhova|author2=I. Semiletov|author3=A. Salyuk|author4=D. Kosmach|author5=N. Bel’cheva|title=Methane release on the Arctic East Siberian shelf|journal=Geophysical Research Abstracts|volume=9|pages=01071|year=2007|url=http://www.cosis.net/abstracts/EGU2007/01071/EGU2007-J-01071.pdf?PHPSESSID=e|accessdate=2019-05-12|archivedate=2019-08-07|archiveurl=https://web.archive.org/web/20190807230632/http://www.cosis.net/abstracts/EGU2007/01071/EGU2007-J-01071.pdf?PHPSESSID=e}}</ref>

[[IPCCs femte hovedrapport|Klimapanelets femte hovedrapport]] sier at utslipp av CH<sub>4</sub> fra tining av permafrost vil kunne bidrag til global oppvarming frem mot år 2100. Dette på grunn av kraftig økning av utslippene ved rask oppvarming i Arktis. Derimot er utslipp fra metanklatrat her vurdert til å spille en liten rolle.{{sfn|Stocker|2014|p=508}}<ref>{{Kilde www | forfatter= David Wallace-Wells | url=http://nymag.com/daily/intelligencer/2017/07/michael-oppenheimer-10-percent-chance-we-meet-paris-targets.html | tittel= ‘Personally, I Would Rate the Likelihood of Staying Under Two Degrees of Warming As Under 10 Percent’: Michael Oppenheimer on the ‘Unknown Unknowns’ of Climate Change | besøksdato= 29. juli 2017 | utgiver= Daily Intelligencer – New York Media | arkiv_url= | dato = 13. juli 2017 }}</ref>

=== Konsekvenser av global oppvarming ===
{{Hoved|Konsekvenser av global oppvarming}}

Den globale gjennomsnittlige temperaturen på jordens overflate har økt siden slutten av 1800-tallet. Fra 1980 til 2010 har det vært suksessivt varmere enn alle de foregående årtier i måleserien. Globalt gjennomsnittlig kombinert land- og havoverflatetemperatur beregnet som en lineær trend viser en oppvarming på {{nowrap|0,85 °C}}{{efn|Usikkerhetsintervall 0,65 til {{nowrap|1,06 °C}} med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.}} i perioden 1880–2012. For perioden 1951–2012 var oppvarmingen cirka {{nowrap|0,72 °C}}{{efn|Usikkerhetsintervall 0,49 til {{nowrap|0,89 °C}} med 90 % sannsynlighet for at anslått verdi er riktig.}}.<ref>{{Kilde bok | forfatter= Rajendra K. Pachauri | redaktør= R.K. Pachauri og L.A. Meyer | utgivelsesår=2014 | tittel=Climate Change 2014 – Synthesis Report Contribution of Working Groups I, II and III to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change | utgiver=Intergovernmental Panel on Climate Change | utgivelsessted=Geneva, Switzerland,  | forlag=  | isbn=  | id=  | språk=engelsk  | side = 2–4 og 40 | url=}}</ref>

En global oppvarming på rundt {{nowrap|0,3 °C}} per tiår, fremover mot år 2100, vil gi forskjellige endringer av klimaet. For det første betyr det at temperaturen noen steder vil øke mye mer, noe som igjen har betydning for andre klimaparametere. Noen steder forventes mer tørke, andre steder mer nedbør og flom, samt havnivåstigning. Dette får i neste omgang konsekvenser for økosystemer og mennesker. En økning på bare noen få °C kan virke lite, men representerer en stor forskjell i forhold til at de globale temperaturvariasjonene mellom istider og de varme periodene sannsynligvis ikke har vært mer enn {{nowrap|5–6 °C}}.{{sfn|Houghton|2009|p=13–14}}

<div style="font-size:smaller; padding:1em; margin:0 0 0 1em; border:1px solid; background:ivory;">
{{Anchor|Klimapanelets fem sammenknyttede grunner til bekymring}}
'''Klimapanelets fem sammenknyttede grunner til bekymring'''

[[FNs klimapanel]] oppsummerer konsekvensene av global oppvarming med fem sammenknytte grunner til bekymring:<ref name=TS61>{{Kilde bok | forfatter= Field, Christopher B., m.fl. | redaktør=  |utgivelsesår=2014  | artikkel=  | tittel= Technical summary. In: Climate Change 2014: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. Part A: Global and Sectoral Aspects. Contribution of Working Group II to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change  | bind=  | utgave=  | utgivelsessted= Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA  | utgiver= Intergovernmental Panel on Climate Change  | isbn=  | id=  | språk=engelsk  | kommentar=
  | url=https://www.ipcc.ch/site/assets/uploads/2018/02/WGIIAR5-TS_FINAL.pdf }}</ref>
# ''Unike og truede systemer'' – En del systemer, herunder økosystemer og kulturer, er allerede i fare på grunn av klimaendringer (høy konfidens). Antallet slike systemer som er utsatt for alvorlige konsekvenser, er høyere ved ytterligere oppvarming på {{nowrap|1 °C}}. Mange arter og systemer med begrenset evne til tilpasning er utsatt for svært høy risiko ved en ytterligere oppvarming på {{nowrap|2 °C}}, spesielt arktisk sjøis og korallrev.<ref name=TS61/>
# ''Ekstreme værforhold'' – Risikoen for farer relatert til klimaendringer er hendelser som varmebølger, ekstrem nedbør og kystflom, er allerede moderat (høy konfidens) og høy ved {{nowrap|1 °C}} ekstra oppvarming (middels konfidens). Risiko forbundet med noen typer ekstreme hendelser (for eksempel ekstrem varme) øker ytterligere ved høyere temperatur (høy konfidens).<ref name=TS61/>
# ''Fordeling av virkninger'' – Risikoene er ujevnt fordelt og er generelt større for vanskeligstilte mennesker og samfunn i land på alle nivåer av utvikling. Risikoen er allerede moderat på grunn av regionalt differensierte klimaendringer, spesielt ettersom dette påvirker avlinger innen jordbruket (medium til høy konfidens). Basert på forventet nedgang i regionale avlinger og tilgang til vann, vil risiko for ujevnt fordelte virkninger være høy ved en ytterligere oppvarming på over {{nowrap|2 °C}} (middels konfidens).<ref name=TS61/>
# ''Globalt aggregerte virkinger'' – Risikoen for global aggregerte påvirkninger er moderat for ytterligere oppvarming mellom {{nowrap|1–2 °C}}, med innvirkning på både jordens [[Biologisk mangfold|biologiske mangfold]] og den globale økonomien (middels konfidens). Omfattende tap av biologisk mangfold med tilknyttet tap av [[økosystemtjenester]] gir høy risiko for rundt {{nowrap|3 °C}} ytterligere oppvarming (høy konfidens). Samlet økonomisk skade akselererer med økende temperatur (begrenset belegg, høy konfidens), men få kvantitative anslag er fullført for ytterligere oppvarming rundt {{nowrap|3 °C}} eller høyere.<ref name=TS61/>
# ''Større enkelthendelser'' – Med økende oppvarming kan enkelte fysiske systemer eller økosystemer være i fare for brå og irreversible endringer. Risiko forbundet med slike [[Vippepunkt (klima)|vippepunkter]] blir moderate for rundt {{nowrap|0–1 °C}} ekstra oppvarming, dette kan observeres ved at en allerede kan observere irreversible endringer av regime både i korallrev og arktiske økosystemer (middels konfidens). Risikoen øker uforholdsmessig mye dersom temperaturen øker mellom {{nowrap|1–2 °C}} og blir høy med en endring over {{nowrap|3 °C}}, på grunn av potensialet for en stor og irreversibel havnivåstigning forårsaket av tap av iskapper. For varig oppvarming større enn en viss terskelverdi vil et tilnærmet fullstendig tap av Grønlandsisen skje over et årtusen eller mer. Dette vil føre til at det globale gjennomsnittlige havnivået stiger med opptil {{nowrap|7 m}}.<ref name=TS61/> 
Temperatur i punktene over er relatert til endring av global gjennomsnittstemperatur i forhold til årene 1986–2005 (omtalt som «nylig»).<ref name=TS61/>
</div>

== Noen konkurrerende hypoteser til menneskeskapt økt drivhuseffekt ==
=== Galaktisk kosmisk stråling ===
Solens [[magnetfelt]] påvirker jorden, og dette får betydning for mengden galaktisk [[kosmisk stråling]] som kommer inn mot jorden. Solens magnetfelt er variabel, dette kan over tid påvirke den mengden partikkelstråling atmosfæren mottar fra verdensrommet. Den danske astrofysikeren [[Henrik Svensmark]] (1958–) har vært opptatt av hvordan dette kan påvirke skydannelsen. Mekanismen i hans teori er at dannelse av små partikler virker som [[kondensasjonskjerne]]r, som i sin tur skaper dråper og dermed formasjon av lave skyer. Et sterkt magnetfelt (ved økt solaktivitet) vil da, ifølge hypotesen, gi færre lave skyer (mindre total utstråling) og et positivt strålingspådriv, som igjen gir oppvarming av jorden.{{sfn|Grønås|2011|p=238–244}}

Et problem med Svensmarks hypotese er hvordan de små partiklene forårsaket av kosmisk stråling skal gi økt skydannelse. Etablert teori tilsier at det er større partikler som står bak dråpedannelsen i skyer. Laboratorieforsøk har vist at kompliserte prosesser virkelig kan danne partikler store nok til å danne dråper i skyer. Selv om dette skulle vise seg å være mulig også i atmosfæren, eksisterer fremdeles alle de andre pådrivene for dagens globale oppvarming. Disse er vurdert til å være mye mer dominerende.{{sfn|Grønås|2011|p=238–244}}

Skal kosmisk stråling og solmagnetisme forklare den globale oppvarmingen, må en kunne påvise at solaktiviteten har økt de senere årene. Det er imidlertid uenighet om at dette har funnet sted over lengre tid, selv om Svensmark har funnet en korrelasjon mellom solmagnetisme, kosmisk stråling og skyer i årene 1984–1994. Den norske klimaforskeren [[Rasmus Emil Benestad|Rasmus Benestad]] (1968–) påpeker at om global oppvarming skjer på grunn av mindre refleksjon av solenergi, skulle det forventes større temperaturstigning om dagen enn om natten. Imidlertid viser observasjonene økt temperatur om natten.{{sfn|Grønås|2011|p=238–244}}

Flere andre forskere har studert trender for solaktivitet og kosmisk stråling for å undersøke om dette kan forklare den observerte globale oppvarmingen. Klimaforskerne Mike Lockwood (1954–) og Claus Fröhlich, fra henholdsvis Storbritannia og Sveits, oppsummerte dette slik i 2007: «Våre resultat viser at den observerte hurtige økningen i global middeltemperatur etter 1985 ikke kan tilskrives solar aktivitet samme hva slags mekanisme som inngår og samme hvor mye solarvariasjon blir forsterket». Allikevel mener de at dette kan være meget interessant om slike mekanismer eksisterer, særlig fordi det kan forklare tidligere tiders klimaendringer.{{sfn|Grønås|2011|p=238–244}}

=== Ultrafiolett stråling ===
Ultrafiolett stråling sendes ut fra solen og er vesentlig i prosessen for dannelse og endring av ozon i stratosfæren. Det meste av energien i den ultrafiolette strålingen absorberes i ozonlaget. Det er kjent at ultrafiolett stråling varierer med solens sykluser, noe som igjen endrer konsentrasjonen av O<sub>3</sub>, temperaturen og sirkulasjonene i stratosfæren. {{nowrap|50 km}} opp i atmosfæren kan dette gi en endring på {{nowrap|1 °C}} globalt.{{sfn|Grønås|2011|p=237–248}}
 
Det meste av atmosfærens masse befinner seg i troposfæren, i laget under stratosfæren. Klimaforskere vil da se etter en påvirkning fra endringer av sirkulasjoner i stratosfæren til troposfæren. Målinger har vist at uvanlige sirkulasjoner i stratosfæren kan påvirke troposfæren. Hvordan dette skal kunne bre seg nedover i troposfæren og påvirke strømningene der, er noe det bare foreligger hypoteser for. Med ultrafiolett stråling, som med kosmisk stråling, gjelder det at en påvirkning ikke kan utelukkes, men at det uansett kommer i tillegg til andre strålingspådriv.{{sfn|Grønås|2011|p=243–244}}

==Se også==
* [[Planeters evne til å opprettholde liv]]
* [[Fysiske konsekvenser av global oppvarming]]
* [[Antidrivhuseffekt]]
* [[Hockeykøllegrafen]]
* [[Klimapolitikk]]

== Noter ==
{{løpenummer|lower-alpha}}
<references group="lower-alpha"/>

== Referanser ==
<references />

== Litteratur ==
* {{kilde bok 
 | tittel=Hvordan klimaet kan endres – en innføring
 | forfatter=Grønås, Sigbjørn 
 | forlag=Geofysisk institutt, [[Universitetet i Bergen]]
 | utgivelsesår= 2011
 | utgave = 
 | url = https://bora.uib.no/handle/1956/5913
 | sted= Bergen
 | isbn=
}}
* {{ Kilde bok
 | ref=  Stordal
 | forfatter = Stordal, Frode 
 | utgivelsesår = 1993
 | tittel = Luftforurensninger: sur nedbør, ozon, drivhuseffekt
 | isbn = 8200408035
 | utgivelsessted = Oslo
 | forlag = Universitetsforl
 | url = http://urn.nb.no/URN:NBN:no-nb_digibok_2007121100044
}} 
* {{kilde bok
 | tittel=Global Physical Climatology
 | forfatter=Hartmann, Dennis L. 
 | forlag=Academic Press
 | utgivelsesår= 1994
 | sted=San Diego, California, USA
 | isbn= 0-12-328530-5
}}
* {{kilde bok
 | tittel=Atmosphere, Weather and Climate
 | forfatter=Barry, Roger G. og Chorley, Richard J. 
 | forlag=Routledge
 | utgivelsesår= 2003
 | utgave = Åttende
 | sted=London, Storbritannia
 | isbn= 0-203-44051-X
}}
* {{kilde bok
 | tittel=Atmospheric Science – An Introductory Survey
 | forfatter=Wallace, John M. og Hobbs, Peter V. 
 | forlag=Elsevier
 | utgivelsesår= 2006
 | utgave = Andre
 | sted=
 | url = https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/B9780127329512500090
 | isbn= 978-0-12-732951-2
}}
* {{kilde bok
 | tittel=Global warming – The Complete Briefing
 | forfatter=Houghton, John
 | forlag=Cambridge University Press
 | utgivelsesår= 2009
 | utgave = Andre
 | sted=
 | isbn= 978-0-521-70916-3
}}
* {{Kilde bok
  | forfatter=  Stocker, T. Thomas., m.fl.
  | redaktør= 
  | utgivelsesår=2014
  | artikkel=
  | tittel= Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change 
  | bind=
  | utgave=
  | utgiver = Intergovernmental Panel on Climate Change
  | utgivelsessted= Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA
  | isbn=
  | id=
  | språk=engelsk
  | kommentar=
  | url=http://www.ipcc.ch/report/ar5/wg1/
 }}

== Eksterne lenker ==
* [https://forskning.no/multimedia-klima-meteorologi/multimedia-multimedia-om-drivhuseffekten/948299 Multimedia om drivhuseffekten] (forskning.no)
* [https://www.miljodirektoratet.no/ansvarsomrader/klima/ Klima- og forurensningsdirektoratet om klima] (klif.no)
* [https://www.miljodirektoratet.no/ansvarsomrader/klima/fns-klimapanel-ipcc/ Klima- og forurensningsdirektoratet om FNs klimapanel] (klif.no)
* [http://www.miljostatus.no/Tema/Klima/Drivhuseffekten/ Miljøstatus i Norge: Drivhuseffekten]
*[https://miljostatus.miljodirektoratet.no/tema/klima/ Miljøstatus i Norge: Klima]

{{Klimaendringer og global oppvarming}}

{{Autoritetsdata}}

[[Kategori:Klimatologi]]