stringtranslate.com

تنوع آب و هوا و تغییر

تنوع آب و هوا شامل تمام تغییرات آب و هوایی است که بیشتر از رویدادهای آب و هوایی منفرد دوام می‌آورند، در حالی که اصطلاح تغییر اقلیم فقط به آن دسته از تغییراتی اطلاق می‌شود که برای مدت زمان طولانی‌تری، معمولاً چندین دهه یا بیشتر ادامه می‌یابند. تغییر اقلیم ممکن است به هر زمانی در تاریخ زمین اشاره داشته باشد، اما این اصطلاح اکنون معمولاً برای توصیف تغییرات آب و هوایی معاصر استفاده می شود که اغلب به عنوان گرمایش جهانی شناخته می شود. از زمان انقلاب صنعتی ، آب و هوا به طور فزاینده ای تحت تأثیر فعالیت های انسانی قرار گرفته است . [1]

سیستم آب و هوایی تقریباً تمام انرژی خود را از خورشید دریافت می کند و انرژی را به فضای بیرونی می فرستد . تعادل انرژی ورودی و خروجی و عبور انرژی از سیستم اقلیمی بودجه انرژی زمین است . وقتی انرژی ورودی بیشتر از انرژی خروجی باشد، بودجه انرژی زمین مثبت است و سیستم آب و هوا در حال گرم شدن است. اگر انرژی بیشتری از بین برود، بودجه انرژی منفی است و زمین سرد می شود.

انرژی در حال حرکت در سیستم آب و هوای زمین در آب و هوا، متفاوت در مقیاس های جغرافیایی و زمان، بیان می شود. میانگین بلندمدت و تنوع آب و هوا در یک منطقه، اقلیم منطقه را تشکیل می دهد. چنین تغییراتی می تواند نتیجه "تغییرپذیری داخلی" باشد، زمانی که فرآیندهای طبیعی ذاتی بخش های مختلف سیستم آب و هوایی توزیع انرژی را تغییر می دهند. به عنوان مثال می توان به تنوع در حوضه های اقیانوسی مانند نوسان ده ساله اقیانوس آرام و نوسان چند دهه ای اقیانوس اطلس اشاره کرد . تغییر اقلیم همچنین می تواند ناشی از اجبار خارجی باشد ، زمانی که رویدادهای خارج از اجزای سیستم آب و هوایی تغییراتی را در سیستم ایجاد می کنند. به عنوان مثال می توان به تغییرات در خروجی خورشیدی و آتشفشان اشاره کرد .

تنوع آب و هوا پیامدهایی برای تغییرات سطح دریا، زندگی گیاهان و انقراض دسته جمعی دارد. بر جوامع بشری نیز تأثیر می گذارد.

اصطلاحات

تغییرپذیری آب و هوا اصطلاحی است برای توصیف تغییرات در وضعیت میانگین و سایر ویژگی‌های آب و هوا (مانند شانس یا احتمال آب و هوای شدید و غیره) "در همه مقیاس‌های مکانی و زمانی فراتر از رویدادهای جوی فردی." به نظر می رسد برخی از این تنوع توسط سیستم های شناخته شده ایجاد نمی شود و در زمان های به ظاهر تصادفی رخ می دهد. چنین تغییرپذیری، تغییرپذیری تصادفی یا نویز نامیده می شود . از سوی دیگر، تغییرپذیری دوره ای نسبتاً منظم و در حالت های متمایز تغییرپذیری یا الگوهای آب و هوایی رخ می دهد. [2]

اصطلاح تغییر اقلیم اغلب برای اشاره به تغییرات آب و هوایی انسانی استفاده می شود. تغییرات آب و هوایی انسانی ناشی از فعالیت انسان است، برخلاف تغییرات آب و هوایی که ممکن است به عنوان بخشی از فرآیندهای طبیعی زمین باشد. [3] گرمایش جهانی در سال 1988 به اصطلاح رایج رایج تبدیل شد، اما در مجلات علمی گرمایش جهانی به افزایش دمای سطح اشاره دارد در حالی که تغییرات آب و هوا شامل گرم شدن کره زمین و هر چیز دیگری است که افزایش سطح گازهای گلخانه ای بر آن تأثیر می گذارد. [4]

یک اصطلاح مرتبط، تغییر آب و هوا ، توسط سازمان جهانی هواشناسی (WMO) در سال 1966 پیشنهاد شد تا همه اشکال تنوع آب و هوایی را در مقیاس های زمانی بیش از 10 سال، اما بدون توجه به علت، در بر گیرد. در طول دهه 1970، اصطلاح تغییر اقلیم جایگزین تغییرات آب و هوایی شد تا بر علل انسانی تمرکز کند، زیرا مشخص شد که فعالیت های انسانی پتانسیل تغییر شدید آب و هوا را دارند. [5] تغییر اقلیم در عنوان هیئت بین دولتی تغییرات آب و هوایی (IPCC) و کنوانسیون چارچوب سازمان ملل در مورد تغییرات آب و هوا (UNFCCC) گنجانده شد. تغییر آب و هوا اکنون هم به عنوان توصیف فنی فرآیند و هم به عنوان اسمی برای توصیف مشکل استفاده می شود. [5]

علل

در وسیع‌ترین مقیاس، سرعت دریافت انرژی از خورشید و سرعت تلف شدن آن در فضا، دمای تعادل و آب و هوای زمین را تعیین می‌کند. این انرژی توسط بادها، جریان‌های اقیانوسی [6] [7] و مکانیسم‌های دیگر برای تأثیرگذاری بر اقلیم مناطق مختلف در سراسر جهان توزیع می‌شود . [8]

عواملی که می توانند آب و هوا را شکل دهند، عوامل اقلیمی یا «مکانیسم های اجباری» نامیده می شوند. [9] اینها شامل فرآیندهایی مانند تغییرات در تابش خورشید ، تغییرات در مدار زمین، تغییرات در آلبدو یا بازتاب قاره‌ها، جو و اقیانوس‌ها، کوه‌سازی و رانش قاره‌ها و تغییرات در غلظت گازهای گلخانه‌ای است . نیروی خارجی می تواند انسانی باشد (به عنوان مثال افزایش انتشار گازهای گلخانه ای و گرد و غبار) یا طبیعی (مثلاً تغییر در خروجی خورشیدی، مدار زمین، فوران های آتشفشانی). [10] بازخوردهای مختلفی برای تغییر آب و هوا وجود دارد که می تواند اجبار اولیه را تقویت یا کاهش دهد. آستانه های کلیدی نیز وجود دارد که وقتی از آنها فراتر رفت می تواند تغییرات سریع یا برگشت ناپذیری ایجاد کند.

برخی از بخش‌های سیستم آب و هوایی، مانند اقیانوس‌ها و کلاهک‌های یخی، در واکنش به فشارهای اقلیمی کندتر واکنش نشان می‌دهند، در حالی که برخی دیگر سریع‌تر پاسخ می‌دهند. نمونه ای از تغییرات سریع، خنک شدن جو پس از فوران آتشفشانی است، زمانی که خاکستر آتشفشانی نور خورشید را منعکس می کند. انبساط حرارتی آب اقیانوس ها پس از گرم شدن اتمسفر کند است و می تواند هزاران سال طول بکشد. ترکیبی نیز ممکن است، به عنوان مثال، از دست دادن ناگهانی آلبیدو در اقیانوس منجمد شمالی با ذوب شدن یخ دریا، و به دنبال آن انبساط حرارتی تدریجی آب.

تغییر اقلیم نیز می تواند به دلیل فرآیندهای داخلی رخ دهد. فرآیندهای غیراجباری داخلی اغلب شامل تغییراتی در توزیع انرژی در اقیانوس و جو هستند، به عنوان مثال، تغییرات در گردش ترموهالین .

تنوع داخلی

تغییرات فصلی در نحوه پیشی گرفتن رکوردهای جدید دمای بالا از رکوردهای جدید دمای پایین وجود دارد. [11]

تغییرات اقلیمی ناشی از تنوع داخلی گاهی اوقات به صورت چرخه یا نوسان رخ می دهد. برای انواع دیگر تغییرات آب و هوایی طبیعی، ما نمی توانیم زمان وقوع آن را پیش بینی کنیم. تغییر تصادفی یا تصادفی نامیده می شود . [12] از دیدگاه آب و هوا، آب و هوا را می توان تصادفی در نظر گرفت. [13] اگر در یک سال خاص ابرهای کمی وجود داشته باشد، عدم تعادل انرژی وجود دارد و گرمای اضافی می تواند توسط اقیانوس ها جذب شود. به دلیل اینرسی آب و هوا ، این سیگنال را می توان در اقیانوس "ذخیره" کرد و به عنوان تغییرپذیری در مقیاس های زمانی طولانی تر از اختلالات آب و هوای اصلی بیان شد. [14] اگر اختلالات آب و هوایی کاملاً تصادفی باشد و به صورت نویز سفید رخ دهد ، اینرسی یخچال‌ها یا اقیانوس‌ها می‌تواند آن را به تغییرات اقلیمی تبدیل کند، جایی که نوسان‌های طولانی‌تر نیز نوسانات بزرگ‌تری هستند، پدیده‌ای به نام نویز قرمز . [15] بسیاری از تغییرات آب و هوایی یک جنبه تصادفی و یک جنبه چرخه ای دارند. این رفتار رزونانس تصادفی نامیده می شود . [15] نیمی از جایزه نوبل فیزیک 2021 برای این کار به کلاوس هاسلمان به طور مشترک با سیوکرو مانابه برای کار مرتبط در مدل‌سازی آب و هوا اهدا شد . در حالی که جورجیو پاریسی که با همکارانش [16] مفهوم رزونانس تصادفی را معرفی کرد، نیمی دیگر را دریافت کرد، اما عمدتاً برای کار بر روی فیزیک نظری.

تنوع اقیانوس-اتمسفر

اقیانوس و جو می توانند با هم کار کنند تا به طور خود به خود تنوع آب و هوایی داخلی را ایجاد کنند که می تواند برای سال ها تا دهه ها در یک زمان ادامه یابد. [17] [18] این تغییرات می‌تواند با توزیع مجدد گرما بین اعماق اقیانوس و جو [19] [20] و/یا با تغییر توزیع ابر/بخار آب/یخ دریا که می‌تواند بر انرژی کل تأثیر بگذارد، بر میانگین دمای سطح جهانی تأثیر بگذارد. بودجه زمین [21] [22]

نوسانات و چرخه ها

میله‌های رنگی نشان می‌دهند که سال‌های ال نینو (قرمز، گرمایش منطقه‌ای) و سال‌های لا نینا (آبی، سرد شدن منطقه‌ای) چگونه با گرم شدن کلی زمین مرتبط هستند . نوسان ال نینو-جنوبی با تغییر در افزایش متوسط ​​دمای جهانی درازمدت مرتبط است.

نوسان آب و هوا یا چرخه اقلیمی هر نوسان چرخه ای مکرر در اقلیم جهانی یا منطقه ای است . آنها شبه تناوبی هستند (کاملاً تناوبی نیستند)، بنابراین تحلیل فوریه داده ها دارای قله های تیز در طیف نیست . بسیاری از نوسانات در مقیاس های زمانی مختلف پیدا شده یا فرضیه شده است: [23]

تغییرات جریان اقیانوس

شماتیک گردش ترموهالین مدرن . ده‌ها میلیون سال پیش، حرکت صفحه‌های قاره‌ای، شکافی بدون خشکی در اطراف قطب جنوب ایجاد کرد و به شکل‌گیری ACC اجازه داد که آب‌های گرم را از قطب جنوب دور نگه می‌دارد.

جنبه‌های اقیانوسی تغییرپذیری آب و هوا می‌توانند در مقیاس‌های زمانی صدساله تنوع ایجاد کنند، زیرا اقیانوس صدها برابر جرم بیشتری نسبت به جو دارد و بنابراین اینرسی حرارتی بسیار بالایی دارد. به عنوان مثال، تغییرات در فرآیندهای اقیانوسی مانند گردش ترموهالین نقش کلیدی در توزیع مجدد گرما در اقیانوس های جهان دارد.

جریان های اقیانوسی انرژی زیادی را از مناطق گرمسیری به مناطق قطبی سردتر منتقل می کنند. تغییراتی که در حوالی آخرین عصر یخبندان رخ می دهد (از نظر فنی، آخرین دوره یخبندان ) نشان می دهد که گردش خون در اقیانوس اطلس شمالی می تواند به طور ناگهانی و اساسی تغییر کند و منجر به تغییرات آب و هوایی جهانی شود، حتی اگر مقدار کل انرژی وارد شده به سیستم آب و هوایی تغییر کند. زیاد تغییر نمی کند این تغییرات بزرگ ممکن است ناشی از رویدادهای به اصطلاح هاینریش باشد که در آن ناپایداری داخلی صفحات یخی باعث رها شدن یخ های عظیم در اقیانوس شده است. هنگامی که ورقه یخ ذوب می شود، آب حاصل از نمک بسیار کم و سرد است و باعث تغییرات در گردش خون می شود. [36]

زندگی

زندگی از طریق نقشی که در چرخه های کربن و آب دارد و از طریق مکانیسم هایی مانند آلبیدو ، تبخیر و تعرق ، تشکیل ابر و هوازدگی بر آب و هوا تأثیر می گذارد . [37] [38] [39] نمونه هایی از اینکه چگونه زندگی ممکن است بر آب و هوای گذشته تأثیر گذاشته باشد عبارتند از:

اجبار آب و هوای خارجی

گازهای گلخانه ای

غلظت CO 2 در 800000 سال گذشته که از هسته های یخی (آبی/سبز) و مستقیم (سیاه) اندازه گیری شده است.

در حالی که گازهای گلخانه ای منتشر شده توسط بیوسفر اغلب به عنوان یک بازخورد یا فرآیند آب و هوایی داخلی دیده می شود، گازهای گلخانه ای منتشر شده از آتشفشان ها معمولاً توسط اقلیم شناسان به عنوان خارجی طبقه بندی می شوند. [50] گازهای گلخانه ای، مانند CO 2 ، متان و اکسید نیتروژن ، سیستم آب و هوا را با به دام انداختن نور مادون قرمز گرم می کنند. آتشفشان ها نیز بخشی از چرخه کربن گسترده هستند . در دوره های زمانی بسیار طولانی (زمین شناسی)، آنها دی اکسید کربن را از پوسته و گوشته زمین آزاد می کنند و با جذب سنگ های رسوبی و دیگر غرق های دی اکسید کربن زمین شناسی مقابله می کنند .

از زمان انقلاب صنعتی ، بشریت با انتشار گازهای گلخانه‌ای از احتراق سوخت‌های فسیلی ، تغییر کاربری زمین از طریق جنگل‌زدایی و تغییر بیشتر آب و هوا با ذرات معلق در هوا (ذرات موجود در جو)، [51] انتشار گازهای کمیاب، به گازهای گلخانه‌ای افزوده است . (مثلاً اکسیدهای نیتروژن، مونوکسید کربن یا متان). [52] عوامل دیگر، از جمله استفاده از زمین، تخریب لایه لایه لایه لایه لایه لایه لایه لایه لایه لایه لایه لایه اوزون ، دامپروری ( حیوانات نشخوارکننده مانند گاو متان تولید می کنند [53] )، و جنگل زدایی نیز نقش دارند. [54]

تخمین‌های سازمان زمین‌شناسی ایالات متحده نشان می‌دهد که انتشارات آتشفشانی در سطح بسیار پایین‌تری نسبت به اثرات فعالیت‌های انسانی فعلی است که ۱۰۰ تا ۳۰۰ برابر میزان دی اکسید کربن منتشر شده از آتشفشان‌ها تولید می‌کند. [55] مقدار سالانه ای که توسط فعالیت های انسانی منتشر می شود ممکن است بیشتر از مقدار منتشر شده توسط فوران های فوق العاده باشد ، که جدیدترین آنها فوران توبا در اندونزی 74000 سال پیش بود. [56]

تغییرات مداری

میلانکوویچ از 800000 سال پیش در گذشته تا 800000 سال در آینده چرخه می زند.

تغییرات جزئی در حرکت زمین منجر به تغییر در توزیع فصلی نور خورشید که به سطح زمین می رسد و نحوه توزیع آن در سراسر کره زمین می شود. تغییر بسیار کمی در میانگین میانگین سالانه آفتاب در منطقه وجود دارد. اما می تواند تغییرات شدیدی در توزیع جغرافیایی و فصلی داشته باشد. سه نوع تغییر حرکتی عبارتند از: تغییرات در گریز از مرکز زمین ، تغییر در زاویه شیب محور چرخش زمین و تقدیم محور زمین. در مجموع، اینها چرخه‌های میلانکوویچ را تولید می‌کنند که بر آب و هوا تأثیر می‌گذارند و به دلیل همبستگی با دوره‌های یخبندان و بین یخبندان ، [57] همبستگی آنها با پیشروی و عقب‌نشینی صحرا ، [ 57] و برای ظاهرشان در رکورد چینه‌شناسی قابل توجه هستند . [58] [59]

در طول چرخه های یخبندان، همبستگی بالایی بین غلظت CO 2 و دما وجود داشت. مطالعات اولیه نشان داد که غلظت CO 2 در درجه حرارت تاخیر دارد، اما مشخص شده است که همیشه اینطور نیست. [60] هنگامی که دمای اقیانوس ها افزایش می یابد، حلالیت CO 2 کاهش می یابد به طوری که از اقیانوس آزاد می شود. تبادل CO 2 بین هوا و اقیانوس نیز می تواند تحت تاثیر جنبه های بیشتر تغییرات آب و هوایی قرار گیرد. [61] این و سایر فرآیندهای خودتقویت کننده اجازه می دهد تا تغییرات کوچک در حرکت زمین تأثیر زیادی بر آب و هوا داشته باشد. [60]

خروجی خورشیدی

تغییرات در فعالیت خورشیدی در طول چند قرن گذشته بر اساس مشاهدات لکه های خورشیدی و ایزوتوپ های بریلیم . دوره لکه های خورشیدی بسیار کمی در اواخر قرن هفدهم حداقل Maunder بود .

خورشید منبع اصلی انرژی ورودی به سیستم آب و هوایی زمین است . منابع دیگر عبارتند از انرژی زمین گرمایی از هسته زمین، انرژی جزر و مدی از ماه و گرمای ناشی از تجزیه ترکیبات رادیواکتیو. هر دو تغییر طولانی مدت در شدت خورشید بر آب و هوای جهانی تأثیر می گذارد. [62] خروجی خورشیدی در مقیاس‌های زمانی کوتاه‌تر، از جمله چرخه خورشیدی 11 ساله [63] و مدولاسیون‌های طولانی‌مدت متفاوت است . [64] همبستگی بین لکه های خورشیدی و آب و هوا و در بهترین حالت ضعیف. [62]

سه تا چهار میلیارد سال پیش خورشید تنها 75 درصد انرژی امروزی ساطع می کرد. [65] اگر ترکیب اتمسفر مانند امروز بود، نباید آب مایع در سطح زمین وجود داشت. با این حال، شواهدی مبنی بر وجود آب در زمین اولیه، در دوران هادین [66] [67] و اعصار آرکئن [68] [66] وجود دارد که منجر به آنچه به عنوان پارادوکس کم‌نور خورشید جوان شناخته می‌شود . [69] راه حل های فرضی برای این پارادوکس شامل یک جو بسیار متفاوت، با غلظت بسیار بالاتر از گازهای گلخانه ای نسبت به فعلی است. [70] در طول تقریباً 4 میلیارد سال بعد، تولید انرژی خورشید افزایش یافت. در طی پنج میلیارد سال آینده، مرگ نهایی خورشید به عنوان یک غول سرخ و سپس یک کوتوله سفید تأثیرات بزرگی بر آب و هوا خواهد داشت، با فاز غول قرمز احتمالاً به هر حیاتی که تا آن زمان زنده بماند، پایان می‌دهد. [71]

آتشفشانی

در دمای اتمسفر از سال 1979 تا 2010، که توسط ماهواره‌های MSU NASA تعیین شد ، اثرات ذرات معلق در هوا توسط فوران‌های آتشفشانی بزرگ ( ال چیچون و پیناتوبو ) ظاهر می‌شوند. ال نینو یک رویداد جدا از تنوع اقیانوس است.

فوران های آتشفشانی که به اندازه کافی بزرگ در نظر گرفته می شوند تا بر آب و هوای زمین در مقیاس بیش از 1 سال تأثیر بگذارند، فوران هایی هستند که بیش از 100000 تن SO 2 را به استراتوسفر تزریق می کنند . [72] این به دلیل خواص نوری SO 2 و آئروسل های سولفات است که به شدت تابش خورشید را جذب یا پراکنده می کنند و یک لایه جهانی از مه اسید سولفوریک ایجاد می کنند . [73] به طور متوسط، چنین فوران هایی چندین بار در قرن رخ می دهد و باعث خنک شدن (با مسدود کردن بخشی از انتقال تابش خورشید به سطح زمین) برای یک دوره چند ساله می شود. اگرچه آتشفشان ها از نظر فنی بخشی از لیتوسفر هستند، که خود بخشی از سیستم آب و هوایی است، IPCC به صراحت آتشفشان را به عنوان یک عامل فشار خارجی تعریف می کند. [74]

فوران های قابل توجه در سوابق تاریخی فوران سال 1991 کوه پیناتوبو است که دمای جهانی را حدود 0.5 درجه سانتیگراد (0.9 درجه فارنهایت) تا سه سال کاهش داد، [75] [76] و فوران کوه تامبورا در سال 1815 باعث سال بدون سال شد. یک تابستان . [77]

در مقیاس بزرگتر - چند بار در هر 50 میلیون تا 100 میلیون سال - فوران استان های آذرین بزرگ، مقادیر زیادی سنگ آذرین را از گوشته و سنگ کره به سطح زمین می آورد. سپس دی اکسید کربن موجود در سنگ به جو آزاد می شود. [78] [79] فوران های کوچک، با تزریق کمتر از 0.1 میلیون تن دی اکسید گوگرد به استراتوسفر، جو را فقط به صورت نامحسوس تحت تأثیر قرار می دهند، زیرا تغییرات دما با تغییرات طبیعی قابل مقایسه است. با این حال، از آنجایی که فوران های کوچکتر با فرکانس بسیار بالاتری رخ می دهند، آنها نیز به طور قابل توجهی بر جو زمین تأثیر می گذارند. [72] [80]

تکتونیک صفحه ای

در طول میلیون‌ها سال، حرکت صفحات تکتونیکی زمین‌ها و مناطق اقیانوسی جهانی را دوباره پیکربندی می‌کند و توپوگرافی را ایجاد می‌کند. این می تواند بر الگوهای جهانی و محلی آب و هوا و گردش جو-اقیانوس تأثیر بگذارد. [81]

موقعیت قاره ها هندسه اقیانوس ها را تعیین می کند و بنابراین بر الگوهای گردش اقیانوس ها تأثیر می گذارد. مکان دریاها در کنترل انتقال گرما و رطوبت در سراسر کره زمین و در نتیجه در تعیین آب و هوای جهانی مهم است. یک نمونه اخیر از کنترل تکتونیکی بر گردش اقیانوس، تشکیل تنگه پاناما در حدود 5 میلیون سال پیش است که اختلاط مستقیم بین اقیانوس اطلس و اقیانوس آرام را متوقف کرد . این امر به شدت بر دینامیک اقیانوسی آنچه اکنون جریان خلیج فارس است تأثیر می گذارد و ممکن است به پوشش یخی نیمکره شمالی منجر شده باشد. [82] [83] در طول دوره کربونیفر ، حدود 300 تا 360 میلیون سال پیش، زمین ساخت صفحه ممکن است باعث ذخیره سازی در مقیاس بزرگ کربن و افزایش یخبندان شده باشد. [84] شواهد زمین‌شناسی به الگوی گردشی «مگاممون‌سونی» در زمان ابرقاره پانگه‌آ اشاره می‌کند ، و مدل‌سازی آب و هوا نشان می‌دهد که وجود این ابرقاره برای ایجاد بادهای موسمی مساعد بود. [85]

اندازه قاره ها نیز مهم است. به دلیل اثر تثبیت کننده اقیانوس ها بر دما، تغییرات دمای سالانه معمولاً در مناطق ساحلی کمتر از مناطق داخلی است. بنابراین، یک ابرقاره بزرگتر نسبت به چندین قاره یا جزیره کوچکتر، دارای مساحت بیشتری است که در آن آب و هوا به شدت فصلی است .

مکانیسم های دیگر

فرض بر این است که ذرات یونیزه شده به نام پرتوهای کیهانی می توانند بر پوشش ابر و در نتیجه بر آب و هوا تأثیر بگذارند. همانطور که خورشید از زمین در برابر این ذرات محافظت می کند، تغییرات در فعالیت خورشیدی به طور غیرمستقیم بر آب و هوا تأثیر می گذارد. برای آزمایش این فرضیه، سرن آزمایش CLOUD را طراحی کرد که نشان داد تأثیر پرتوهای کیهانی برای تأثیر قابل توجهی بر آب و هوا بسیار ضعیف است. [86] [87]

شواهدی وجود دارد که برخورد سیارک Chicxulub در حدود 66 میلیون سال پیش به شدت بر آب و هوای زمین تأثیر گذاشته است. مقادیر زیادی از آئروسل های سولفات به اتمسفر پرتاب شد و دمای جهانی را تا 26 درجه سانتی گراد کاهش داد و دمای زیر انجماد را برای یک دوره 3 تا 16 ساله ایجاد کرد. زمان بهبودی این رویداد بیش از 30 سال طول کشید. [88] استفاده در مقیاس بزرگ از سلاح های هسته ای نیز برای تأثیر آن بر آب و هوا مورد بررسی قرار گرفته است. فرضیه این است که دوده آزاد شده توسط آتش سوزی در مقیاس بزرگ بخش قابل توجهی از نور خورشید را تا یک سال مسدود می کند و منجر به کاهش شدید دما برای چند سال می شود. این رویداد احتمالی به عنوان زمستان هسته ای توصیف می شود . [89]

استفاده انسان از زمین بر میزان بازتاب نور خورشید و غلظت گرد و غبار تأثیر می گذارد. تشکیل ابر نه تنها تحت تأثیر میزان آب موجود در هوا و دما است، بلکه تحت تأثیر میزان ذرات معلق در هوا مانند گرد و غبار نیز قرار دارد. [90] در سطح جهانی، اگر مناطق زیادی با خاک های خشک، پوشش گیاهی کم و بادهای شدید وجود داشته باشد، گرد و غبار بیشتری در دسترس است. [91]

شواهد و اندازه گیری تغییرات آب و هوایی

دیرینه اقلیم شناسی مطالعه تغییرات آب و هوا در کل تاریخ زمین است. از انواع روش‌های نیابتی از زمین و علوم زیستی برای به دست آوردن داده‌های حفظ شده در چیزهایی مانند سنگ‌ها، رسوبات، صفحات یخی، حلقه‌های درختان، مرجان‌ها، صدف‌ها و میکروفسیل‌ها استفاده می‌کند. سپس از سوابق برای تعیین وضعیت های گذشته مناطق مختلف آب و هوایی زمین و سیستم جوی آن استفاده می کند. اندازه گیری های مستقیم نمای کلی تری از تنوع آب و هوا ارائه می دهد.

اندازه گیری مستقیم

تغییرات آب و هوایی که پس از استقرار گسترده دستگاه های اندازه گیری رخ داده است را می توان به طور مستقیم مشاهده کرد. از اواسط اواخر قرن نوزدهم، رکوردهای جهانی کاملاً منطقی از دمای سطح در دسترس است. مشاهدات بیشتر به طور غیر مستقیم از اسناد تاریخی به دست آمده است. ابر ماهواره ای و داده های بارش از دهه 1970 در دسترس بوده است. [92]

اقلیم شناسی تاریخی مطالعه تغییرات تاریخی اقلیم و تأثیر آن بر تاریخ و توسعه بشر است. منابع اولیه شامل سوابق مکتوب مانند حماسه ها ، تواریخ ، نقشه ها و ادبیات تاریخ محلی و همچنین نمایش های تصویری مانند نقاشی ها ، طراحی ها و حتی هنر صخره ای است . تغییرپذیری آب و هوا در گذشته نه چندان دور ممکن است از تغییرات سکونتگاهی و الگوهای کشاورزی ناشی شود. [93] شواهد باستان شناسی ، تاریخ شفاهی و اسناد تاریخی می توانند بینش هایی را در مورد تغییرات گذشته در آب و هوا ارائه دهند. تغییرات آب و هوا با ظهور [94] و فروپاشی تمدن های مختلف مرتبط است. [93]

اندازه گیری های پروکسی

تغییرات در CO 2 ، دما و غبار هسته یخی وستوک در 450000 سال گذشته.

آرشیوهای مختلفی از آب و هوای گذشته در سنگ ها، درختان و فسیل ها وجود دارد. از این آرشیوها می توان معیارهای غیرمستقیم اقلیمی، به اصطلاح پروکسی را استخراج کرد. کمی سازی تغییرات اقلیمی بارش در قرون و اعصار گذشته کمتر کامل است اما با استفاده از نمونه هایی مانند رسوبات دریایی، هسته های یخ، استالاگمیت غارها و حلقه های درختان تقریبی شده است. [95] استرس، بارش بسیار کم یا دمای نامناسب، می‌تواند نرخ رشد درختان را تغییر دهد، که به دانشمندان اجازه می‌دهد تا با تجزیه و تحلیل نرخ رشد حلقه‌های درخت، روندهای آب و هوایی را استنباط کنند. این شاخه از علم که این را مطالعه می کند دندروکلیماتولوژی نامیده می شود . [96] یخچال‌ها مورین‌هایی را به جای می‌گذارند که حاوی مواد فراوانی هستند - از جمله مواد آلی، کوارتز و پتاسیم که ممکن است تاریخ‌گذاری شوند - دوره‌هایی را که در آن یخچال‌ها پیشرفت کرده و عقب‌نشینی می‌کنند.

تجزیه و تحلیل یخ در هسته های حفر شده از ورقه یخی مانند صفحه یخی قطب جنوب ، می تواند برای نشان دادن ارتباط بین دما و تغییرات سطح جهانی دریا استفاده شود. هوای محبوس شده در حباب‌های یخ همچنین می‌تواند تغییرات CO2 جو از گذشته‌های دور را آشکار کند ، قبل از تأثیرات محیطی مدرن. مطالعه این هسته‌های یخی شاخص قابل توجهی از تغییرات CO 2 در طول هزاران سال بوده است و همچنان اطلاعات ارزشمندی در مورد تفاوت‌های شرایط جوی باستانی و مدرن ارائه می‌دهد. نسبت 18 O / 16 O در نمونه‌های کلسیت و هسته یخی که برای استنباط دمای اقیانوس در گذشته‌های دور مورد استفاده قرار می‌گرفت، نمونه‌ای از روش پراکسی دما است.

از بقایای گیاهان و به ویژه گرده گل نیز برای مطالعه تغییرات آب و هوایی استفاده می شود. توزیع گیاهان در شرایط آب و هوایی مختلف متفاوت است. گروه های مختلف گیاهان دارای گرده هایی با شکل ها و بافت های سطحی متمایز هستند و از آنجایی که سطح بیرونی گرده از مواد بسیار مقاومی تشکیل شده است، در برابر پوسیدگی مقاومت می کنند. تغییرات در نوع گرده موجود در لایه های مختلف رسوب نشان دهنده تغییرات در جوامع گیاهی است. این تغییرات اغلب نشانه تغییر آب و هوا هستند. [97] [98] به عنوان مثال، مطالعات گرده برای ردیابی الگوهای تغییر پوشش گیاهی در سراسر یخبندان های کواترنر [99] و به ویژه از آخرین حداکثر یخبندان استفاده شده است . [100] بقایای سوسک ها در رسوبات آب شیرین و خشکی رایج است. گونه های مختلف سوسک ها در شرایط آب و هوایی متفاوت یافت می شوند. با توجه به اصل و نسب گسترده سوسک هایی که ساختار ژنتیکی آنها در طول هزاره ها تغییر قابل توجهی نداشته است، دانش در مورد محدوده آب و هوایی فعلی گونه های مختلف، و سن رسوباتی که در آنها بقایایی یافت می شود، ممکن است شرایط آب و هوایی گذشته استنباط شود. [101]

تحلیل و عدم قطعیت

یکی از مشکلات در تشخیص چرخه های اقلیمی این است که آب و هوای زمین در بیشتر مقیاس های زمانی دیرینه اقلیم شناسی به روش های غیر چرخه ای تغییر کرده است. در حال حاضر ما در یک دوره گرمایش جهانی انسانی هستیم . در یک بازه زمانی بزرگتر، زمین از آخرین عصر یخبندان خارج می شود ، از بهینه آب و هوای هولوسن سرد می شود و از " عصر یخبندان کوچک " گرم می شود، به این معنی که آب و هوا در 15000 سال گذشته یا بیشتر در حال تغییر بوده است. در طول دوره های گرم، نوسانات دما اغلب از دامنه کمتری برخوردار است. دوره پلیستوسن ، تحت سلطه یخبندان های مکرر ، از شرایط پایدارتر در آب و هوای میوسن و پلیوسن توسعه یافت . آب و هوای هولوسن نسبتاً پایدار بوده است. همه این تغییرات کار جستجوی رفتار چرخه ای در اقلیم را پیچیده می کند.

بازخورد مثبت ، بازخورد منفی ، و اینرسی اکولوژیکی از سیستم زمین-اقیانوس-اتمسفر اغلب اثرات کوچکتر را کاهش می‌دهند یا معکوس می‌کنند، چه ناشی از فشارهای مداری، تغییرات خورشیدی یا تغییرات در غلظت گازهای گلخانه‌ای. برخی بازخوردهای مربوط به فرآیندهایی مانند ابرها نیز نامشخص هستند. برای contrails ، ابرهای طبیعی سیروس ، دی متیل سولفید اقیانوسی و یک معادل مبتنی بر خشکی، تئوری های رقابتی در مورد تأثیرات بر دمای آب و هوا وجود دارد، به عنوان مثال در تضاد فرضیه زنبق و فرضیه CLAW .

تاثیرات

زندگی

برترین ها: آب و هوای خشک عصر یخبندان
میانه: دوره اقیانوس اطلس ، گرم و مرطوب
پایین: پوشش گیاهی بالقوه در آب و هوا در حال حاضر اگر برای اثرات انسانی مانند کشاورزی نباشد. [102]

پوشش گیاهی

با توجه به تغییر اقلیم ممکن است تغییر در نوع، توزیع و پوشش گیاهی رخ دهد. برخی تغییرات در آب و هوا ممکن است منجر به افزایش بارندگی و گرما شود و در نتیجه رشد گیاه بهبود یافته و متعاقباً جذب CO 2 موجود در هوا شود . اگرچه افزایش CO 2 ممکن است برای گیاهان مفید باشد، برخی عوامل می توانند این افزایش را کاهش دهند. اگر تغییرات محیطی مانند خشکسالی ایجاد شود، افزایش غلظت CO 2 برای گیاه مفید نخواهد بود. [103] بنابراین حتی اگر تغییرات آب و هوایی باعث افزایش انتشار CO 2 می شود ، گیاهان اغلب از این افزایش استفاده نمی کنند زیرا سایر تنش های محیطی بر آنها فشار می آورد. [104] با این حال، انتظار می رود که جداسازی CO 2 بر سرعت بسیاری از چرخه های طبیعی مانند نرخ تجزیه بستر گیاه تأثیر بگذارد . [105] افزایش تدریجی گرما در یک منطقه منجر به زمان گلدهی و میوه دهی زودتر می شود و باعث تغییر در زمان بندی چرخه زندگی ارگانیسم های وابسته می شود. برعکس، سرما باعث تاخیر در چرخه زیستی گیاه می شود. [106]

تغییرات بزرگ‌تر، سریع‌تر یا رادیکال‌تر، با این حال، ممکن است در شرایط خاص منجر به استرس پوشش گیاهی، از بین رفتن سریع گیاهان و بیابان‌زایی شود . [107] [108] [109] نمونه‌ای از این اتفاق در هنگام فروپاشی جنگل‌های بارانی کربنیفر (CRC)، یک رویداد انقراض در 300 میلیون سال پیش رخ داد. در این زمان جنگل های بارانی وسیع منطقه استوایی اروپا و آمریکا را پوشانده بودند. تغییرات آب و هوایی این جنگل‌های بارانی استوایی را ویران کرد و به طور ناگهانی زیستگاه را به «جزایر» جدا کرد و باعث انقراض بسیاری از گونه‌های گیاهی و جانوری شد. [107]

حیات وحش

یکی از مهم ترین راه هایی که حیوانات می توانند با تغییرات آب و هوایی مقابله کنند مهاجرت به مناطق گرم یا سردتر است. [110] در یک مقیاس زمانی طولانی‌تر، تکامل باعث می‌شود اکوسیستم‌ها از جمله حیوانات بهتر با آب و هوای جدید سازگار شوند. [111] تغییرات سریع یا بزرگ آب و هوایی می تواند باعث انقراض دسته جمعی شود ، زمانی که موجودات بیش از حد کشیده شوند تا بتوانند سازگار شوند. [112]

انسانیت

فروپاشی تمدن های گذشته مانند مایاها ممکن است مربوط به چرخه های بارش، به ویژه خشکسالی باشد، که در این مثال با استخر گرم نیمکره غربی نیز مرتبط است . حدود 70000 سال پیش، فوران ابر آتشفشان توبا دوره سردی را در طول عصر یخبندان ایجاد کرد که منجر به یک گلوگاه ژنتیکی احتمالی در جمعیت‌های انسانی شد.

تغییرات در کرایوسفر

یخچال ها و صفحات یخی

یخچال های طبیعی از جمله حساس ترین شاخص های تغییر اقلیم در نظر گرفته می شوند. [113] اندازه آنها با تعادل جرمی بین ورودی برف و خروجی مذاب تعیین می شود. با افزایش دما، یخچال ها عقب نشینی می کنند مگر اینکه بارش برف برای جبران ذوب اضافی افزایش یابد. یخچال ها هم به دلیل تنوع طبیعی و هم به دلیل فشارهای خارجی رشد و کوچک می شوند. تغییر در دما، بارش و هیدرولوژی می تواند به شدت تکامل یک یخچال طبیعی را در یک فصل خاص تعیین کند.

مهمترین فرآیندهای آب و هوایی از اواسط تا اواخر پلیوسن (تقریباً 3 میلیون سال پیش) چرخه های یخبندان و بین یخبندان هستند . دوره بین یخبندان کنونی ( هولوسن ) حدود 11700 سال به طول انجامیده است. [114] به دلیل تغییرات مداری ، واکنش‌هایی مانند بالا آمدن و سقوط صفحات یخی قاره‌ای و تغییرات قابل توجه سطح دریا به ایجاد آب و هوا کمک کردند. تغییرات دیگر، از جمله رویدادهای هاینریش ، رویدادهای Dansgaard-Oeschger و Younger Dryas ، با این حال، نشان می‌دهند که چگونه تغییرات یخبندان ممکن است بر آب و هوا بدون فشار مداری تأثیر بگذارد .

تغییر سطح دریا

در طول آخرین حداکثر یخبندان ، حدود 25000 سال پیش، سطح دریاها تقریباً 130 متر کمتر از امروز بود. یخ زدایی پس از آن با تغییر سریع سطح دریا مشخص شد. [115] در اوایل پلیوسن ، دمای جهانی 1 تا 2 درجه سانتیگراد گرمتر از دمای فعلی بود، با این حال سطح دریاها 15 تا 25 متر بالاتر از امروز بود. [116]

یخ دریا

یخ دریا نقش مهمی در آب و هوای زمین بازی می‌کند، زیرا بر مقدار کل نور خورشید که از زمین منعکس می‌شود، تأثیر می‌گذارد. [117] در گذشته، اقیانوس‌های زمین تقریباً به طور کامل توسط یخ دریا در موارد متعددی پوشیده شده است، زمانی که زمین در وضعیت به اصطلاح زمین گلوله برفی قرار داشت ، [118] و در دوره‌هایی از آب و هوای گرم کاملاً عاری از یخ بود. . [119] هنگامی که یخ های دریایی زیادی در سطح جهان وجود دارد، به ویژه در مناطق استوایی و نیمه گرمسیری، آب و هوا نسبت به فشارها حساس تر است زیرا بازخورد یخ-آلبدو بسیار قوی است. [120]

تاریخچه آب و هوا

اجبارهای مختلف آب و هوا معمولاً در طول زمان زمین شناسی در جریان هستند و برخی از فرآیندهای دمای زمین ممکن است خود تنظیم شوند . به عنوان مثال، در طول دوره زمین گلوله برفی ، صفحات یخی بزرگ تا خط استوای زمین می‌چرخیدند و تقریباً تمام سطح آن را می‌پوشانند و آلبدوی بسیار بالا دمای بسیار پایینی را ایجاد می‌کرد، در حالی که تجمع برف و یخ احتمالاً دی اکسید کربن را از طریق رسوب‌گذاری اتمسفر حذف می‌کرد . با این حال، فقدان پوشش گیاهی برای جذب CO2 اتمسفر منتشر شده از آتشفشان ها به این معنی است که گاز گلخانه ای می تواند در اتمسفر جمع شود. همچنین عدم وجود سنگ های سیلیکات در معرض، که از CO2 در هنگام هوازدگی استفاده می کنند . این گرم شدن ایجاد کرد که بعداً یخ را ذوب کرد و دمای زمین را دوباره بالا برد.

حداکثر حرارتی پالئو-ائوسن

تغییرات آب و هوا در 65 میلیون سال گذشته، با استفاده از داده های پراکسی از جمله نسبت اکسیژن-18 از روزن داران .

حداکثر حرارتی پالئوسن-ائوسن ( PETM) یک دوره زمانی با بیش از 5 تا 8 درجه سانتیگراد افزایش میانگین دمای جهانی در سراسر این رویداد بود. [121] این رویداد آب و هوایی در مرز زمانی دوره‌های زمین‌شناسی پالئوسن و ائوسن رخ داد . [122] در طول این رویداد، مقادیر زیادی متان ، یک گاز گلخانه‌ای قوی، آزاد شد. [123] PETM نشان دهنده یک "مطالعه موردی" برای تغییرات آب و هوایی مدرن است زیرا گازهای گلخانه ای در مدت زمان نسبتاً کوتاهی از نظر زمین شناسی منتشر می شوند. [121] در طول PETM، انقراض دسته جمعی موجودات در اعماق اقیانوس اتفاق افتاد. [124]

سنوزوئیک

در سرتاسر سنوزوئیک ، فشارهای آب و هوایی متعدد منجر به گرم شدن و سرد شدن اتمسفر شد، که منجر به تشکیل اولیه یخ قطب جنوب ، ذوب شدن بعدی و یخبندان بعدی آن شد. تغییرات دما تا حدودی ناگهانی، در غلظت دی اکسید کربن حدود 600-760 ppm و دمای تقریباً 4 درجه سانتیگراد گرمتر از امروز رخ داد. در دوران پلیستوسن، چرخه‌های یخبندان و بین یخبندان‌ها در چرخه‌های تقریباً 100000 ساله رخ می‌دادند، اما ممکن است زمانی که خروج از مرکز مداری به صفر نزدیک می‌شود، مانند دوران بین یخبندان کنونی، بیشتر در یک بین یخبندان باقی بمانند. بین یخبندان های قبلی مانند فاز Eemian دمایی بالاتر از امروز، سطح دریاها بالاتر و مقداری ذوب نسبی لایه یخی غرب قطب جنوب ایجاد کردند .

دماهای اقلیمی به طور قابل توجهی بر پوشش ابر و بارش تأثیر می گذارد. در دماهای پایین تر، هوا می تواند بخار آب کمتری را در خود نگه دارد که می تواند منجر به کاهش بارندگی شود. [125] در طول آخرین حداکثر یخبندان 18000 سال پیش، تبخیر حرارتی از اقیانوس‌ها به خشکی‌های قاره‌ای کم بود و باعث ایجاد مناطق وسیعی از بیابان شدید، از جمله بیابان‌های قطبی (سرد اما با نرخ کم پوشش ابر و بارش) شد. [102] در مقابل، آب و هوای جهان ابری‌تر و مرطوب‌تر از امروز بود، نزدیک به آغاز دوره گرم اقیانوس اطلس در 8000 سال پیش. [102]

هولوسن

تغییر دما در طول 12000 سال گذشته، از منابع مختلف. منحنی سیاه ضخیم یک میانگین است.

هولوسن با سرد شدن طولانی مدتی که پس از بهینه هولوسن شروع می‌شود، مشخص می‌شود ، زمانی که دماها احتمالاً فقط کمتر از دمای فعلی (دهه دوم قرن بیست و یکم) بود، [ 126] و یک موسمی قوی آفریقایی شرایط مرتعی را در صحرای صحرا در طول سال‌های اخیر ایجاد کرد. دوره نوسنگی از آن زمان، چندین رویداد خنک کننده رخ داده است، از جمله:

در مقابل، چندین دوره گرم نیز اتفاق افتاده است و شامل موارد زیر است اما محدود به آنها نیست:

اثرات خاصی در طول این چرخه ها رخ داده است. به عنوان مثال، در طول دوره گرم قرون وسطی، غرب میانه آمریکا در خشکسالی بود، از جمله تپه های شنی نبراسکا که تپه های شنی فعال بودند . طاعون مرگ سیاه Yersinia pestis نیز در طول نوسانات دمایی قرون وسطی رخ داده است و ممکن است مربوط به تغییر آب و هوا باشد.

فعالیت خورشیدی ممکن است در بخشی از گرمایش مدرن که در دهه 1930 به اوج خود رسید، نقش داشته باشد. با این حال، چرخه های خورشیدی گرمایش مشاهده شده از دهه 1980 تا به امروز را در نظر نمی گیرند. [ نیاز به نقل از ] رویدادهایی مانند افتتاح گذرگاه شمال غربی و حداقل یخ کم سابقه اخیر کاهش انقباض قطب شمال حداقل برای چندین قرن اتفاق نیفتاده است، زیرا کاشفان اولیه همگی قادر به عبور از قطب شمال حتی در تابستان نبودند. تغییرات در زیست‌ها و محدوده زیستگاه‌ها نیز بی‌سابقه است و با سرعت‌هایی اتفاق می‌افتد که با نوسانات آب و هوایی شناخته شده مطابقت ندارد [ نیاز به منبع ] .

تغییرات آب و هوایی مدرن و گرمایش جهانی

در نتیجه انتشار گازهای گلخانه ای توسط انسان ، دمای سطح جهانی شروع به افزایش کرده است. گرمایش جهانی جنبه ای از تغییرات آب و هوایی مدرن است، اصطلاحی که شامل تغییرات مشاهده شده در بارش، مسیرهای طوفان و ابری نیز می شود. به عنوان یک نتیجه، یخچال های طبیعی در سراسر جهان به طور قابل توجهی در حال کوچک شدن هستند . [127] [128] صفحات یخی خشکی در قطب جنوب و گرینلند از سال 2002 جرم خود را از دست داده اند و از سال 2009 شاهد شتاب کاهش توده یخ بوده اند. [129] سطح دریاهای جهانی در نتیجه گسترش حرارتی و ذوب یخ در حال افزایش است. . کاهش یخ های دریای قطب شمال، هم از نظر وسعت و هم از نظر ضخامت، در چند دهه گذشته، شاهد دیگری برای تغییرات سریع آب و هوا است. [130]

تنوع بین مناطق

نمونه هایی از تنوع آب و هوای منطقه ای
  • زمین-اقیانوس. دمای هوای سطحی روی توده‌های خشکی سریع‌تر از دمای اقیانوس‌ها در حال افزایش است، [131] اقیانوس حدود 90 درصد گرمای اضافی را جذب می‌کند.[132]
    زمین-اقیانوس. دمای هوای سطحی روی توده‌های خشکی سریع‌تر از دمای اقیانوس‌ها در حال افزایش است، [131] اقیانوس حدود 90 درصد گرمای اضافی را جذب می‌کند. [132]
  • نیمکره ها. میانگین تغییرات دمای نیمکره ها [133] به دلیل درصد بیشتر خشکی شمال و به دلیل جریان های اقیانوسی جهانی، از هم جدا شده است.[134]
    نیمکره ها. تغییرات دمای متوسط ​​نیمکره ها [133] به دلیل درصد بیشتر خشکی شمال و به دلیل جریان های جهانی اقیانوسی متفاوت است. [134]
  • نوارهای عرض جغرافیایی سه نوار عرض جغرافیایی که به ترتیب 30، 40 و 30 درصد از سطح جهانی را پوشش می‌دهند، الگوهای رشد دمایی متمایزی را در دهه‌های اخیر نشان می‌دهند.[135]
    نوارهای عرض جغرافیایی سه نوار عرض جغرافیایی که به ترتیب 30، 40 و 30 درصد از سطح جهانی را پوشش می‌دهند، الگوهای رشد دمایی متمایزی را در دهه‌های اخیر نشان می‌دهند. [135]
  • ارتفاع. یک نمودار راه راه گرم شدن (آبی نشان دهنده سرد، قرمز نشان دهنده گرم است) نشان می دهد که چگونه اثر گلخانه ای گرما را در جو پایین تر به دام می اندازد به طوری که اتمسفر بالایی که انرژی بازتابی کمتری دریافت می کند، خنک می شود. آتشفشان ها باعث افزایش دمای جوی بالایی می شوند.[136]
    ارتفاع. گرافیک نوارهای گرم کننده ( آبی نشان دهنده سرد، قرمز نشان دهنده گرم است) نشان می دهد که چگونه اثر گلخانه ای گرما را در اتمسفر پایین به دام می اندازد به طوری که اتمسفر بالایی که انرژی بازتابی کمتری دریافت می کند، خنک می شود. آتشفشان ها باعث افزایش دمای بالای جو می شوند. [136]
  • جهانی در مقابل منطقه ای به دلایل جغرافیایی و آماری، تغییرات سال به سال بیشتر برای مناطق جغرافیایی محلی (مثلاً کارائیب) نسبت به میانگین های جهانی انتظار می رود [138].
    جهانی در مقابل منطقه ای به دلایل جغرافیایی و آماری، تغییرات سال به سال بزرگتر [137] برای مناطق جغرافیایی محلی (به عنوان مثال، دریای کارائیب) نسبت به میانگین های جهانی انتظار می رود. [138]
  • انحراف نسبی اگرچه آمریکای شمالی بیشتر از نواحی استوایی خود گرم شده است، مناطق استوایی به وضوح از تغییرپذیری طبیعی طبیعی (نوارهای رنگی: 1σ، 2σ انحرافات استاندارد) فاصله گرفته است.[139]
    انحراف نسبی اگرچه آمریکای شمالی بیشتر از مناطق استوایی خود گرم شده است، مناطق استوایی به وضوح از تغییرپذیری معمولی تاریخی (نوارهای رنگی: 1σ، 2σ انحرافات استاندارد) فاصله گرفته اند. [139]
گرمایش جهانی به طور قابل توجهی بر اساس عرض جغرافیایی متفاوت بوده است، به طوری که شمالی ترین مناطق عرض جغرافیایی بیشترین افزایش دما را تجربه می کنند.

علاوه بر تغییرات آب و هوایی جهانی و تغییرات آب و هوایی جهانی در طول زمان، تغییرات آب و هوایی متعددی به طور همزمان در مناطق مختلف فیزیکی رخ می دهد.

جذب حدود 90 درصد گرمای اضافی توسط اقیانوس ها به افزایش سریع دمای سطح زمین نسبت به دمای سطح دریا کمک کرده است. [132] نیمکره شمالی، با داشتن نسبت خشکی به اقیانوس بزرگتر از نیمکره جنوبی، افزایش میانگین دمای بیشتری را نشان می دهد. [134] تغییرات در نوارهای مختلف عرض جغرافیایی نیز منعکس کننده این واگرایی در افزایش متوسط ​​دما است، با افزایش دمای مناطق فراگرمسیری شمالی بیشتر از مناطق استوایی، که به نوبه خود از مناطق فراگرمسیری جنوبی بیشتر است. [135]

نواحی بالایی جو همزمان با گرم شدن در اتمسفر پایینی سرد می‌شوند که اثر گلخانه‌ای و تخریب لایه ازن را تایید می‌کند. [136]

تغییرات آب و هوایی منطقه‌ای مشاهده‌شده پیش‌بینی‌های مربوط به تغییرات مداوم را تأیید می‌کند، به عنوان مثال، با تضاد (روان‌تر) تغییرات جهانی سال به سال با تغییرات سال به سال (بی‌ثبات‌تر) در مناطق محلی. [137] در مقابل، مقایسه الگوهای گرمایش مناطق مختلف با متغیرهای تاریخی مربوطه آنها، اجازه می دهد تا مقادیر خام تغییرات دما در چشم انداز تغییرات طبیعی هر منطقه قرار گیرد. [139]

مشاهدات تنوع منطقه ای امکان مطالعه نقاط اوج آب و هوای منطقه ای مانند از بین رفتن جنگل های بارانی، ذوب یخ های یخ و دریا، و ذوب شدن یخ های دائمی را فراهم می کند. [140] چنین تمایزاتی زیربنای تحقیق در مورد یک آبشار جهانی احتمالی از نقاط اوج است . [140]

همچنین ببینید

یادداشت ها

  1. ↑ انتخاب های آب و هوایی آمریکا: پنل پیشرفت علم تغییرات آب و هوا. شورای ملی تحقیقات (1389). پیشرفت علم تغییر اقلیم. واشنگتن، دی سی: انتشارات آکادمی ملی. شابک 978-0-309-14588-6. بایگانی شده از نسخه اصلی در 29 مه 2014. (p1) ... شواهد قوی و معتبری وجود دارد که بر اساس چندین خط تحقیقاتی است که نشان می دهد آب و هوا در حال تغییر است و این تغییرات تا حد زیادی ناشی از فعالیت های انسانی است. در حالی که هنوز چیزهای زیادی برای یادگیری باقی مانده است، پدیده اصلی، سؤالات علمی و فرضیه ها به طور کامل مورد بررسی قرار گرفته اند و در برابر بحث های علمی جدی و ارزیابی دقیق توضیحات جایگزین ثابت مانده اند. (صص 21-22) برخی از نتیجه گیری ها یا نظریه های علمی به قدری به طور کامل مورد بررسی و آزمایش قرار گرفته اند، و توسط مشاهدات و نتایج مستقل زیادی پشتیبانی شده اند، که احتمال اشتباه بودن آنها بعداً ناچیز است. سپس چنین نتیجه گیری ها و نظریه هایی به عنوان حقایق ثابت در نظر گرفته می شوند. این در مورد نتیجه گیری هایی است که سیستم زمین در حال گرم شدن است و بیشتر این گرم شدن به احتمال زیاد به دلیل فعالیت های انسانی است.
  2. ↑ روهلی و وگا 2018، ص. 274.
  3. ↑ «کنوانسیون چارچوب سازمان ملل متحد در مورد تغییرات آب و هوا». 21 مارس 1994. بایگانی شده از نسخه اصلی در 20 سپتامبر 2022 . بازبینی شده در 9 اکتبر 2018 . تغییر اقلیم به معنای تغییر اقلیم است که به طور مستقیم یا غیرمستقیم به فعالیت های انسانی نسبت داده می شود که ترکیب جو جهانی را تغییر می دهد و علاوه بر تغییرات آب و هوایی طبیعی در دوره های زمانی قابل مقایسه است.
  4. ↑ «نام چیست؟ گرمایش جهانی در برابر تغییرات آب و هوا». ناسا 5 دسامبر 2008. بایگانی شده از نسخه اصلی در 9 اوت 2010 . بازبینی شده در 23 جولای 2011 .
  5. ^ ab Hulme، مایک (2016). "مفهوم تغییر اقلیم، در: دایره المعارف بین المللی جغرافیا". دایره المعارف بین المللی جغرافیا . Wiley-Blackwell/Association of American Geographers (AAG): 1. بایگانی شده از نسخه اصلی در 29 سپتامبر 2022 . بازبینی شده در 16 مه 2016 .
  6. ↑ هسیونگ، جین (نوامبر ۱۹۸۵). "برآوردهای جهانی حمل و نقل گرمای نصف النهاری اقیانوسی". مجله اقیانوس شناسی فیزیکی . 15 (11): 1405-13. Bibcode :1985JPO....15.1405H. doi : 10.1175/1520-0485(1985)015<1405:EOGOMH>2.0.CO;2 .
  7. ^ والیس، جفری ک. فارنتی، ریکاردو (اکتبر 2009). "انتقال انرژی نصف النهار در سیستم جو-اقیانوس جفت شده: مقیاس بندی و آزمایش های عددی". فصلنامه انجمن سلطنتی هواشناسی . 135 (644): 1643-60. Bibcode :2009QJRMS.135.1643V. doi :10.1002/qj.498. S2CID  122384001.
  8. ↑ ترنبرث، کوین ای. و همکاران (2009). "بودجه جهانی انرژی زمین". بولتن انجمن هواشناسی آمریکا . 90 (3): 311-23. Bibcode :2009BAMS...90..311T. doi : 10.1175/2008BAMS2634.1 .
  9. ↑ اسمیت، رالف سی (2013). کمی سازی عدم قطعیت: نظریه، اجرا و کاربردها. علوم و مهندسی محاسبات. جلد 12. SIAM. ص 23. شابک 978-1611973228.
  10. ↑ کرونین 2010، صفحات 17-18
  11. ↑ «میانگین ثبت دمای ماهانه در سراسر جهان / سری زمانی مناطق زمینی و اقیانوسی جهانی در سطوح رکورد برای اکتبر از 1951 تا 2023». NCEI.NOAA.gov . مراکز ملی اطلاعات محیطی (NCEI) اداره ملی اقیانوسی و جوی (NOAA). نوامبر 2023. بایگانی شده از نسخه اصلی در 16 نوامبر 2023.(«202310» را در URL تغییر دهید تا سال‌های غیر از 2023 و ماه‌های غیر از 10=اکتبر را ببینید)
  12. ↑ رودیمان 2008، صص 261-62.
  13. ↑ هاسلمان، ک. (1976). "مدل های اقلیمی تصادفی بخش اول. نظریه". تلوس . 28 (6): 473-85. Bibcode :1976Tell...28..473H. doi :10.1111/j.2153-3490.1976.tb00696.x. ISSN  2153-3490.
  14. ↑ لیو، ژنگیو (14 اکتبر 2011). "دینامیک تغییرپذیری آب و هوای بین دهه ای: یک چشم انداز تاریخی". مجله آب و هوا . 25 (6): 1963-95. doi : 10.1175/2011JCLI3980.1 . ISSN  0894-8755. S2CID  53953041.
  15. ^ اب رودیمان 2008، ص. 262.
  16. ↑ Benzi R، Parisi G، Sutera A، Vulpiani A (1982). "رزونانس تصادفی در تغییرات اقلیمی". تلوس . 34 (1): 10-6. Bibcode :1982Tell...34...10B. doi :10.1111/j.2153-3490.1982.tb01787.x.
  17. ^ براون، پاتریک تی. لی، ونهونگ؛ کوردرو، یوجین سی. Mauget، Steven A. (21 آوریل 2015). "مقایسه سیگنال گرمایش جهانی شبیه سازی شده توسط مدل با مشاهدات با استفاده از تخمین های تجربی نویز غیراجباری". گزارش های علمی 5 (1): 9957. Bibcode :2015NatSR...5E9957B. doi : 10.1038/srep09957. ISSN  2045-2322. PMC 4404682 . PMID  25898351. 
  18. ↑ Hasselmann, K. (1 دسامبر 1976). "مدل های اقلیمی تصادفی بخش اول. نظریه". تلوس . 28 (6): 473-85. Bibcode :1976Tell...28..473H. doi :10.1111/j.2153-3490.1976.tb00696.x. ISSN  2153-3490.
  19. ^ میل، جرالد ا. هو، آیکسو؛ آربلاستر، جولی ام. فاسولو، جان؛ ترنبرث، کوین ای. (8 آوریل 2013). "تغییر اقلیم ده ساله اجباری و داخلی ایجاد شده در ارتباط با نوسان بین دهه ای اقیانوس آرام". مجله آب و هوا . 26 (18): 7298-310. Bibcode :2013JCli...26.7298M. doi : 10.1175/JCLI-D-12-00548.1 . ISSN  0894-8755. OSTI  1565088. S2CID  16183172. بایگانی شده از نسخه اصلی در 11 مارس 2023 . بازبینی شده در 5 ژوئن 2020 .
  20. ^ انگلستان، متیو اچ. مک گرگور، شاین؛ اسپنس، پل؛ میل، جرالد ا. تیمرمن، اکسل ؛ کای، ونجو؛ گوپتا، الکس سن؛ مک فادن، مایکل جی. پوریچ، آریان (1 مارس 2014). "تشدید اخیر گردش باد در اقیانوس آرام و وقفه گرمایش مداوم". تغییر اقلیم طبیعت 4 (3): 222-27. Bibcode :2014NatCC...4..222E. doi :10.1038/nclimate2106. ISSN  1758-678X.
  21. ^ براون، پاتریک تی. لی، ونهونگ؛ لی، لایفانگ; مینگ، یی (28 ژوئیه 2014). "سهم تابشی بالای اتمسفر در تغییرپذیری دمای جهانی اجباری دهه‌ای در مدل‌های اقلیمی". نامه تحقیقات ژئوفیزیک . 41 (14): 2014GL060625. Bibcode :2014GeoRL..41.5175B. doi :10.1002/2014GL060625. hdl : 10161/9167 . ISSN  1944-8007. S2CID  16933795.
  22. ^ پالمر، MD؛ مک نیل، دی جی (1 ژانویه 2014). "تغییرات داخلی بودجه انرژی زمین شبیه سازی شده توسط مدل های آب و هوایی CMIP5". نامه های تحقیقات محیطی . 9 (3): 034016. Bibcode :2014ERL.....9c4016P. doi : 10.1088/1748-9326/9/3/034016 . ISSN  1748-9326.
  23. ↑ «ال نینو و نوسانات دیگر». موسسه اقیانوس شناسی وودز هول . بایگانی شده از نسخه اصلی در 6 آوریل 2019 . بازبینی شده در 6 آوریل 2019 .
  24. ↑ وانگ، چونزی (2018). "مروری بر نظریه های ENSO". بررسی ملی علوم . 5 (6): 813-825. doi : 10.1093/nsr/nwy104 . ISSN  2095-5138.
  25. ^ مرکز پیش بینی آب و هوا (19 دسامبر 2005). "سوالات متداول ENSO: ال نینو و لانینا معمولا چند بار اتفاق می‌افتند؟". مراکز ملی پیش بینی محیطی بایگانی شده از نسخه اصلی در 27 اوت 2009 . بازیابی شده در 26 جولای 2009 .
  26. ↑ کوین کراجیک. "بخشی از اقیانوس آرام آنطور که انتظار می رفت گرم نمی شود. چرا". رصدخانه زمینی لامونت-دوهرتی دانشگاه کلمبیا. بایگانی شده از نسخه اصلی در 5 مارس 2023 . بازبینی شده در 2 نوامبر 2022 .
  27. ↑ آریستوس جورجیو (۲۶ ژوئن ۲۰۱۹). "کشش اسرارآمیز اقیانوس آرام مانند بقیه آب های جهان گرم نمی شود". نیوزویک. بایگانی شده از نسخه اصلی در 25 فوریه 2023 . بازبینی شده در 2 نوامبر 2022 .
  28. ↑ "MJO چیست و چرا ما اهمیت می دهیم؟". NOAA Climate.gov . بایگانی شده از نسخه اصلی در 15 مارس 2023 . بازبینی شده در 6 آوریل 2019 .
  29. ^ مرکز ملی تحقیقات جوی. بخش تحلیل آب و هوا بایگانی شده در 22 ژوئن 2006 در Wayback Machine بازیابی شده در 7 ژوئن 2007.
  30. ^ بالدوین، نماینده مجلس؛ گری، ال جی؛ دانکرتون، تی جی; همیلتون، ک. هاینز، پی اچ. راندل، WJ; هولتون، جی آر. الکساندر، ام جی; هیروتا، آی (2001). "نوسان شبه دوسالانه". بررسی های ژئوفیزیک . 39 (2): 179-229. Bibcode :2001RvGeo..39..179B. doi : 10.1029/1999RG000073 . S2CID  16727059.
  31. ^ نیومن، متیو؛ الکساندر، مایکل آ. الت، توبی آر. کاب، کیم ام. دزر، کلارا؛ دی لورنزو، امانوئله؛ مانتوآ، ناتان جی. میلر، آرتور جی. مینوبه، شوشیرو (2016). "نوسان ده ساله اقیانوس آرام، بازبینی شده". مجله آب و هوا . 29 (12): 4399-4427. Bibcode :2016JCli...29.4399N. doi :10.1175/JCLI-D-15-0508.1. ISSN  0894-8755. S2CID  4824093.
  32. ↑ «نوسان بین دهه‌ای اقیانوس آرام». نیوا . 19 ژانویه 2016. بایگانی شده از نسخه اصلی در 17 مارس 2023 . بازبینی شده در 6 آوریل 2019 .
  33. ^ کویجپرز، آنتون؛ بو هولم یاکوبسن; سیدنکرانتس، ماریت-سولویگ; نادسن، مادز فاورشو (2011). "ردیابی نوسان چند دهه اقیانوس اطلس در 8000 سال گذشته". ارتباطات طبیعت . 2 (1): 178–. Bibcode :2011NatCo...2..178K. doi : 10.1038/ncomms1186. ISSN  2041-1723. PMC 3105344 . PMID  21285956. 
  34. ↑ Skonieczny, C. (2 ژانویه 2019). "تغییرات گرد و غبار صحرای موسمی در 240000 سال گذشته". پیشرفت علم 5 (1): eaav1887. Bibcode :2019SciA....5.1887S. doi :10.1126/sciadv.aav1887. PMC 6314818 . PMID  30613782. 
  35. ^ تامپسون، دیوید. "حالت های حلقوی - مقدمه". بایگانی شده از نسخه اصلی در 18 مارس 2023 . بازیابی شده در 11 فوریه 2020 .
  36. ↑ باروز 2001، صفحات 207-08.
  37. ^ اسپراکلن، دی وی؛ بن، بی. کارسلاو، KS (2008). "جنگل های شمالی، ذرات معلق در هوا و اثرات آن بر ابرها و آب و هوا". معاملات فلسفی انجمن سلطنتی الف: علوم ریاضی، فیزیک و مهندسی . 366 (1885): 4613-26. Bibcode :2008RSPTA.366.4613S. doi :10.1098/rsta.2008.0201. PMID  18826917. S2CID  206156442.
  38. ^ کریستنر، پیش از میلاد؛ موریس، CE; فورمن، سی ام. کای، آر. سندز، دی سی (2008). "همه‌وجود بودن هسته‌سازهای بیولوژیکی یخ در بارش برف" (PDF) . علم . 319 (5867): 1214. Bibcode :2008Sci...319.1214C. doi :10.1126/science.1149757. PMID  18309078. S2CID  39398426. بایگانی شده (PDF) از نسخه اصلی در 5 مارس 2020.
  39. ^ شوارتزمن، دیوید دبلیو. ولک، تایلر (1989). "تقویت بیوتیک هوازدگی و قابلیت سکونت زمین". طبیعت . 340 (6233): 457-60. Bibcode :1989Natur.340..457S. doi : 10.1038/340457a0. S2CID  4314648.
  40. ^ Kopp, RE; Kirschvink، JL; هیلبرن، IA; نش، CZ (2005). "گلوله برفی پالئوپروتروزوییک زمین: یک فاجعه آب و هوایی ناشی از تکامل فتوسنتز اکسیژن". مجموعه مقالات آکادمی ملی علوم . 102 (32): 11131-36. Bibcode :2005PNAS..10211131K. doi : 10.1073/pnas.0504878102 . PMC 1183582 . PMID  16061801. 
  41. ^ کاستینگ، جی اف. Siefert، JL (2002). "زندگی و تکامل جو زمین". علم . 296 (5570): 1066-68. Bibcode :2002Sci...296.1066K. doi :10.1126/science.1071184. PMID  12004117. S2CID  37190778.
  42. ^ مورا، CI; Driese، SG; کولاروسو، لس آنجلس (1996). "سطح CO2 اتمسفر میانی تا اواخر پالئوزوئیک از کربنات خاک و مواد آلی". علم . 271 (5252): 1105-07. Bibcode :1996Sci...271.1105M. doi :10.1126/science.271.5252.1105. S2CID  128479221.
  43. ^ برنر، RA (1999). "اکسیژن اتمسفر در زمان فانوزوئیک". مجموعه مقالات آکادمی ملی علوم . 96 (20): 10955-57. Bibcode :1999PNAS...9610955B. doi : 10.1073/pnas.96.20.10955 . PMC 34224 . PMID  10500106. 
  44. ^ بینز، سانتو؛ نوریس، ریچارد دی. کورفیلد، ریچارد ام. فاول، کریستینا ال. (2000). "پایان گرمای جهانی در مرز پالئوسن/ائوسن از طریق بازخورد بهره‌وری". طبیعت . 407 (6801): 171-74. Bibcode :2000Natur.407..171B. doi : 10.1038/35025035. PMID  11001051. S2CID  4419536.
  45. ^ Zachos, JC; دیکنز، GR (2000). "ارزیابی پاسخ بازخورد بیوژئوشیمیایی به آشفتگی های اقلیمی و شیمیایی LPTM". GFF​ 122 (1): 188-89. Bibcode :2000GFF...122..188Z. doi :10.1080/11035890001221188. S2CID  129797785.
  46. ^ اسپیلمن، EN؛ ون کمپن، MML؛ بارک، جی. برینخویس، اچ. Reichart، GJ; اسمولدرز، AJP; Roelofs، JGM; سنگیورگی، ف. De Leeuw, JW; قرعه کشی، AF; Sinninghe Damsté، JS (2009). "شکوفایی آزولا قطب شمال ائوسن: شرایط محیطی، بهره وری و کاهش کربن". ژئوبیولوژی . 7 (2): 155-70. Bibcode :2009Gbio....7..155S. doi :10.1111/j.1472-4669.2009.00195.x. PMID  19323694. S2CID  13206343.
  47. ^ برینخویس، هنک؛ شوتن، استفان؛ کالیسون، مارگارت ای. Sluijs، Appy; Sinninghe Damsté, Jaap S. Sinninghe; دیکنز، جرالد آر. هوبر، متیو؛ کرونین، توماس ام. اونودرا، جونائوتارو؛ تاکاهاشی، کوزو؛ بوجاک، جاناتان پی. استاین، رودیگر؛ ون دربرگ، یوهان؛ الدرت، جیمز اس. هاردینگ، ایان سی. لاتتر، آندره اف. Sangiorgi، فرانچسکا; Van Konijnenburg-Van Cittert، Han van Konijnenburg-van; دی لیو، یان دبلیو. ماتیسن، ینس; بکمن، جان؛ موران، کاترین؛ اکسپدیشن 302، دانشمندان (2006). «آب‌های سطحی شیرین اپیزودیک در اقیانوس منجمد شمالی ائوسن». طبیعت . 441 (7093): 606-09. Bibcode :2006Natur.441..606B. doi :10.1038/nature04692. hdl : 11250/174278 . PMID  16752440. S2CID  4412107.{{cite journal}}: CS1 maint: نام های عددی: فهرست نویسندگان ( پیوند )
  48. ↑ رتالاک، گریگوری جی (2001). "گسترش سنوزوئیک مراتع و سرمایش اقلیمی". مجله زمین شناسی . 109 (4): 407-26. Bibcode :2001JG....109..407R. doi :10.1086/320791. S2CID  15560105.
  49. ^ داتون، جان اف. بارون، اریک جی (1997). "میوسن برای ارائه تغییرات گیاهی: یک قطعه ممکن از پازل خنک کننده سنوزوئیک". زمین شناسی . 25 (1): 39. Bibcode :1997Geo....25...39D. doi :10.1130/0091-7613(1997)025<0039:MTPVCA>2.3.CO;2.
  50. ^ کرونین 2010، ص. 17
  51. ^ "3. آیا فعالیت های انسانی باعث تغییر آب و هوا می شود؟". Science.org.au . آکادمی علوم استرالیا بایگانی شده از نسخه اصلی در 8 مه 2019 . بازبینی شده در 12 آگوست 2017 .
  52. ↑ آنتوانتا یوتووا، ویرایش. (2009). "تأثیرات اقلیم انسانی". تغییر اقلیم، سیستم های انسانی و سیاست جلد اول. ناشران Eolss. شابک 978-1-905839-02-5. بایگانی شده از نسخه اصلی در 4 آوریل 2023 . بازبینی شده در 16 اوت 2020 .
  53. ^ استاینفلد، اچ. P. Gerber; T. Wassenaar; V. Castel; M. Rosales; سی دی هان (2006). سایه بلند دام. بایگانی شده از نسخه اصلی در 26 ژوئیه 2008 . بازیابی شده در 21 جولای 2009 .
  54. ↑ هیئت تحریریه (28 نوامبر 2015). "آنچه که نشست آب و هوای پاریس باید انجام دهد". نیویورک تایمز . بایگانی شده از نسخه اصلی در 29 نوامبر 2015 . بازبینی شده در 28 نوامبر 2015 .
  55. ↑ «گازهای آتشفشانی و اثرات آنها». وزارت کشور آمریکا 10 ژانویه 2006. بایگانی شده از نسخه اصلی در 1 اوت 2013 . بازیابی شده در 21 ژانویه 2008 .
  56. ↑ «فعالیت‌های انسانی بیشتر از آتشفشان‌ها دی اکسید کربن منتشر می‌کنند». اتحادیه ژئوفیزیک آمریکا 14 ژوئن 2011. بایگانی شده از نسخه اصلی در 9 مه 2013 . بازبینی شده در 20 ژوئن 2011 .
  57. ↑ ab "دوره های میلانکوویچ و یخبندان". دانشگاه مونتانا بایگانی شده از نسخه اصلی در 16 جولای 2011 . بازیابی شده در 2 آوریل 2009 .
  58. ↑ گیل، اندرو اس (1989). "مقیاس میلانکوویچ برای زمان سنومانیان". ترا نوا . 1 (5): 420-25. Bibcode :1989TeNov...1..420G. doi :10.1111/j.1365-3121.1989.tb00403.x.
  59. ↑ «همان نیروهای امروزی باعث تغییرات اقلیمی ۱.۴ میلیارد سال پیش شدند». sdu.dk . دانشگاه دانمارک بایگانی شده از نسخه اصلی در 12 مارس 2015.
  60. ^ آب وان نس، اگبرت اچ. شفر، مارتن؛ بروکین، ویکتور؛ لنتون، تیموتی ام. بله هائو دیل، ایتان؛ سوگیهارا، جورج (2015). "بازخوردهای علّی در تغییر اقلیم". تغییر اقلیم طبیعت 5 (5): 445-48. Bibcode :2015NatCC...5..445V. doi :10.1038/nclimate2568. ISSN  1758-6798.
  61. ^ جعبه 6.2: چه چیزی باعث غلظت کم دی اکسید کربن اتمسفر در دوران یخبندان شد؟ بایگانی شده در 8 ژانویه 2023 در Wayback Machine در IPCC AR4 WG1 2007.
  62. ^ ab Rohli & Vega 2018, p. 296.
  63. ^ ویلسون، ریچارد سی. هادسون، هیو اس. (1991). "درخشندگی خورشید در یک چرخه کامل خورشیدی". طبیعت . 351 (6321): 42-44. Bibcode :1991Natur.351...42W. doi : 10.1038/351042a0. S2CID  4273483.
  64. ^ ترنر، تی ادوارد; Swindles، Graeme T. چارمن، دن جی. لنگدون، پیتر جی. موریس، پل جی. بوث، رابرت کی. پری، لورن ای. نیکولز، جاناتان ای. (5 آوریل 2016). "چرخه های خورشیدی یا فرآیندهای تصادفی؟ ارزیابی تنوع خورشیدی در سوابق اقلیمی هولوسن". گزارش های علمی 6 (1): 23961. doi :10.1038/srep23961. ISSN  2045-2322. PMC 4820721 . PMID  27045989. 
  65. ↑ ریباس، ایگناسی (فوریه 2010). خورشید و ستاره ها به عنوان ورودی انرژی اولیه در اتمسفر سیاره ای . IAU سمپوزیوم 264 "تغییرپذیری خورشیدی و ستاره ای - تاثیر بر زمین و سیارات". مجموعه مقالات اتحادیه بین المللی نجوم . جلد 264. صص 3-18. arXiv : 0911.4872 . Bibcode :2010IAUS..264....3R. doi :10.1017/S1743921309992298.
  66. ^ ab Marty، B. (2006). "آب در زمین اولیه". بررسی در کانی شناسی و ژئوشیمی . 62 (1): 421-450. Bibcode :2006RvMG...62..421M. doi :10.2138/rmg.2006.62.18.
  67. ^ واتسون، ای بی. هریسون، TM (2005). دماسنج زیرکون حداقل شرایط ذوب را در اولین زمین نشان می دهد. علم . 308 (5723): 841-44. Bibcode :2005Sci...308..841W. doi :10.1126/science.1110873. PMID  15879213. S2CID  11114317.
  68. ^ هاگمن، استفن جی. Gebre-Mariam، Musie; گرووز، دیوید I. (1994). "هجوم آب های سطحی در ذخایر طلای آرکئن در سطح کم عمق در غرب، استرالیا". زمین شناسی . 22 (12): 1067. Bibcode :1994Geo....22.1067H. doi :10.1130/0091-7613(1994)022<1067:SWIISL>2.3.CO;2.
  69. ^ ساگان، سی. جی مولن (1972). "زمین و مریخ: تکامل اتمسفرها و دمای سطح". علم . 177 (4043): 52-6. Bibcode :1972Sci...177...52S. doi :10.1126/science.177.4043.52. PMID  17756316. S2CID  12566286. بایگانی شده از نسخه اصلی در 9 اوت 2010 . بازیابی شده در 30 ژانویه 2009 .
  70. ^ ساگان، سی. چیبا، سی (1997). "پارادوکس اولیه خورشید ضعیف: محافظت آلی از گازهای گلخانه ای حساس به فرابنفش". علم . 276 (5316): 1217-21. Bibcode :1997Sci...276.1217S. doi :10.1126/science.276.5316.1217. PMID  11536805.
  71. ^ شرودر، ک.-پی. کانن اسمیت، رابرت (2008)، "آینده دور از خورشید و زمین بازبینی شده"، اعلامیه های ماهانه انجمن سلطنتی نجوم ، 386 (1): 155-63، arXiv : 0801.4031 ، Bibcode :2008MNRAS.3586 do . : 10.1111/j.1365-2966.2008.13022.x ، S2CID  10073988
  72. ^ ab Miles, MG; گرینگر، آر جی. هایوود، ای جی (2004). "اهمیت قدرت و فراوانی فوران آتشفشانی برای اقلیم". فصلنامه انجمن سلطنتی هواشناسی . 130 (602): 2361-76. Bibcode :2004QJRMS.130.2361M. doi :10.1256/qj.03.60. S2CID  53005926.
  73. ↑ «گازهای آتشفشانی و بررسی اجمالی تغییرات آب و هوا». usgs.gov . USGS. بایگانی شده از نسخه اصلی در 29 ژوئیه 2014 . بازبینی شده در 31 جولای 2014 .
  74. ↑ پیوست‌ها در ۶ ژوئیه ۲۰۱۹ در Wayback Machine ، در IPCC AR4 SYR 2008، p. 58.
  75. ↑ دیگلز، مایکل (28 فوریه 2005). فوران فاجعه‌بار 1991 کوه پیناتوبو، فیلیپین. برگه اطلاعات سازمان زمین شناسی ایالات متحده 113-97 . سازمان زمین شناسی ایالات متحده بایگانی شده از نسخه اصلی در 25 اوت 2013 . بازیابی شده در 8 اکتبر 2009 .
  76. ^ دیگلز، مایکل. فوران فاجعه‌بار 1991 کوه پیناتوبو، فیلیپین. usgs.gov . بایگانی شده از نسخه اصلی در 25 اوت 2013 . بازبینی شده در 31 جولای 2014 .
  77. ↑ اوپنهایمر، کلایو (2003). "پیامدهای اقلیمی، زیست محیطی و انسانی بزرگترین فوران تاریخی شناخته شده: آتشفشان تامبورا (اندونزی) 1815". پیشرفت در جغرافیای فیزیکی . 27 (2): 230-59. Bibcode :2003PrPG...27..230O. doi :10.1191/0309133303pp379ra. S2CID  131663534.
  78. ^ بلک، بنجامین ای. گیبسون، سالی آ (2019). "کربن عمیق و چرخه حیات استان های آذرین بزرگ". عناصر​ 15 (5): 319-324. Bibcode :2019Eleme..15..319B. doi : 10.2138/gselements.15.5.319 .
  79. ^ ویگنال، پی (2001). "استان های بزرگ آذرین و انقراض های دسته جمعی". بررسی های علوم زمین . 53 (1): 1-33. Bibcode :2001ESRv...53....1W. doi :10.1016/S0012-8252(00)00037-4.
  80. ^ گراف، اچ.-ف. فیشتر، جی. لانگمن، بی (1997). "انتشار گوگرد آتشفشانی: برآورد قدرت منبع و سهم آن در توزیع جهانی سولفات". مجله تحقیقات ژئوفیزیک: اتمسفرها . 102 (D9): 10727-38. Bibcode :1997JGR...10210727G. doi :10.1029/96JD03265. hdl : 21.11116/0000-0003-2CBB-A .
  81. ^ جنگل، م. ولف، جی. مولنار، پ. امانوئل، KA (1999). "دیرینه آلتیمتری با ترکیب فیزیک جوی و تخمین های گیاه شناسی paleoclimate". بولتن انجمن زمین شناسی آمریکا . 111 (4): 497-511. Bibcode :1999GSAB..111..497F. doi :10.1130/0016-7606(1999)111<0497:PIAPAB>2.3.CO;2. hdl : 1721.1/10809 .
  82. ↑ «پاناما: تنگه ای که جهان را تغییر داد». رصدخانه زمین ناسا . بایگانی شده از نسخه اصلی در 2 اوت 2007 . بازیابی شده در 1 جولای 2008 .
  83. ^ هاگ، جرالد اچ. کیگوین، لوید دی. (22 مارس 2004). "چگونه تنگه پاناما یخ را در قطب شمال قرار می دهد". اقیانوس . 42 (2). موسسه اقیانوس شناسی وودز هول . بایگانی شده از نسخه اصلی در 5 اکتبر 2018 . بازیابی شده در 1 اکتبر 2013 .
  84. ^ بروکشن، پیتر؛ اوسمانا، سوزان؛ ویزر، جان (30 سپتامبر 1999). چینه شناسی ایزوتوپی کربونیفر اروپا: سیگنال های پروکسی برای شیمی اقیانوس، آب و هوا و تکتونیک. زمین شناسی شیمیایی . 161 (1-3): 127-63. Bibcode :1999ChGeo.161..127B. doi :10.1016/S0009-2541(99)00084-4.
  85. ↑ پریش، جودیت تی. (1993). "اقلیم ابرقاره پانگه آ". مجله زمین شناسی . 101 (2). انتشارات دانشگاه شیکاگو: 215–33. Bibcode :1993JG....101..215P. doi :10.1086/648217. JSTOR  30081148. S2CID  128757269.
  86. ↑ Hausfather، Zeke (18 اوت 2017). توضیح دهنده: چرا خورشید مسئول تغییرات آب و هوایی اخیر نیست؟ خلاصه کربن . بایگانی شده از نسخه اصلی در 17 مارس 2023 . بازبینی شده در 5 سپتامبر 2019 .
  87. ^ پیرس، جی آر (2017). "پرتوهای کیهانی، ذرات معلق در هوا، ابرها و آب و هوا: یافته های اخیر از آزمایش CLOUD". مجله تحقیقات ژئوفیزیک: اتمسفرها . 122 (15): 8051-55. Bibcode :2017JGRD..122.8051P. doi :10.1002/2017JD027475. ISSN  2169-8996. S2CID  125580175.
  88. ^ بروگر، جولیا؛ Feulner, Georg; پتری، استفان (آوریل 2017)، "اثرات زیست محیطی شدید تاثیر Chicxulub نقش کلیدی در انقراض جمعی کرتاسه را نشان می دهد"، نوزدهمین مجمع عمومی EGU، EGU2017، مجموعه مقالات کنفرانس، 23-28 آوریل 2017 ، جلد. 19، وین، اتریش، ص. 17167, Bibcode :2017EGUGA..1917167B.{{citation}}: CS1 maint: مکان ناشر موجود نیست ( پیوند )
  89. ^ باروز 2001، ص. 232.
  90. ↑ هدلینگتون، سایمون 9 (مه 2013). گرد و غبار معدنی نقش کلیدی در تشکیل ابر و شیمی دارد. دنیای شیمی بایگانی شده از نسخه اصلی در 24 اکتبر 2022 . بازبینی شده در 5 سپتامبر 2019 .{{cite web}}: CS1 maint: نام های عددی: فهرست نویسندگان ( پیوند )
  91. ^ ماهوالد، ناتالی ؛ آلبانی، ساموئل؛ کوک، جاسپر اف. انگلستادر، سباستین؛ اسکانزا، راشل؛ وارد، دانیل اس. Flanner, Mark G. (1 دسامبر 2014). "توزیع اندازه ذرات معلق گرد و غبار صحرا و تاثیر آن بر سیستم زمین". تحقیقات بادی . 15 : 53-71. Bibcode :2014AeoRe..15...53M. doi : 10.1016/j.aeolia.2013.09.002 . ISSN  1875-9637.
  92. ^ جدید، م. تاد، ام. هولم، م. جونز، پی (دسامبر 2001). بررسی: اندازه گیری ها و روندهای بارش در قرن بیستم. مجله بین المللی اقلیم شناسی . 21 (15): 1889-922. Bibcode :2001IJCli..21.1889N. doi :10.1002/joc.680. S2CID  56212756.
  93. ^ ab Demenocal، PB (2001). "واکنش های فرهنگی به تغییرات اقلیمی در اواخر هولوسن" (PDF) . علم . 292 (5517): 667-73. Bibcode :2001Sci...292..667D. doi :10.1126/science.1059827. PMID  11303088. S2CID  18642937. بایگانی شده از نسخه اصلی (PDF) در 17 دسامبر 2008 . بازبینی شده در 28 اوت 2015 .
  94. ↑ Sindbaek, SM (2007). "شبکه ها و نقاط گرهی: پیدایش شهرها در اوایل عصر وایکینگ اسکاندیناوی". دوران باستان . 81 (311): 119-32. doi : 10.1017/s0003598x00094886 .
  95. ^ دومینیک، اف. برنز، اس جی. نف، یو. مودلسی، م. Mangina، A; Matter, A. (آوریل 2004). "تفسیر دیرین اقلیم‌ای پروفیل‌های ایزوتوپ اکسیژن با وضوح بالا برگرفته از غارهای چند لایه‌ای سالانه از جنوب عمان". بررسی های علوم کواترنر . 23 (7-8): 935-45. Bibcode :2004QSRv...23..935F. doi :10.1016/j.quascirev.2003.06.019.
  96. ^ هیوز، مالکوم کی. سوتنم، توماس دبلیو. دیاز، هنری اف.، ویرایش. (2010). دندروکلیماتولوژی: پیشرفت و چشم انداز تحولات در تحقیقات پالئومحیطی. جلد 11. نیویورک: Springer Science & Business Media. شابک 978-1-4020-4010-8.
  97. ^ لنگدون، پی جی؛ باربر، KE; لوماس-کلارک، SH; Lomas-Clarke، SH (اوت 2004). "بازسازی تغییرات آب و هوایی و محیطی در شمال انگلستان از طریق تجزیه و تحلیل کایرونومید و گرده: شواهدی از تالکین تارن، کامبریا". مجله دیرینه شناسی . 32 (2): 197-213. Bibcode :2004JPall..32..197L. doi :10.1023/B:JOPL.0000029433.85764.a5. S2CID  128561705.
  98. ↑ Birks، HH (مارس 2003). "اهمیت ماکروفسیل های گیاهی در بازسازی پوشش گیاهی و آب و هوای اواخر یخبندان: نمونه هایی از اسکاتلند، نروژ غربی، و مینه سوتا، ایالات متحده" (PDF) . بررسی های علوم کواترنر . 22 (5-7): 453-73. Bibcode :2003QSRv...22..453B. doi :10.1016/S0277-3791(02)00248-2. hdl : 1956/387 . بایگانی شده از نسخه اصلی (PDF) در 11 ژوئن 2007 . بازبینی شده در 20 آوریل 2018 .
  99. ^ میوشی، ن. فوجیکی، توشیوکی؛ موریتا، یوشیمونه (1999). پالینولوژی یک هسته 250 متری از دریاچه بیوا: رکورد 430000 ساله تغییر پوشش گیاهی یخبندان-بین یخبندان در ژاپن. مروری بر گیاه شناسی دیرینه و پالینولوژی . 104 (3-4): 267-83. Bibcode :1999RPaPa.104..267M. doi :10.1016/S0034-6667(98)00058-X.
  100. ^ پرنتیس، آی. کالین؛ بارتلین، پاتریک جی; وب، تامپسون (1991). "گیاهی و تغییرات آب و هوایی در شرق آمریکای شمالی از زمان آخرین حداکثر یخبندان". اکولوژی . 72 (6): 2038-56. Bibcode :1991Ecol...72.2038P. doi :10.2307/1941558. JSTOR  1941558.
  101. ^ Coope, GR; لمدال، جی. لو، جی جی. Walkling, A. (4 مه 1999). "شیب دما در شمال اروپا در طول آخرین گذار یخبندان - هولوسن (14-9 14 درجه سانتیگراد BP) که از مجموعه‌های کولئوپتر تفسیر شده است. مجله علوم کواترنر . 13 (5): 419-33. Bibcode :1998JQS....13..419C. doi :10.1002/(SICI)1099-1417(1998090)13:5<419::AID-JQS410>3.0.CO;2-D.
  102. ^ abc Adams, JM; Faure, H., eds. (1997). "محیط زمین های جهانی از آخرین دوره بین یخبندان". تنسی: آزمایشگاه ملی اوک ریج. بایگانی شده از نسخه اصلی در 16 ژانویه 2008.اعضای QEN
  103. ↑ سوان، ابیگیل LS (1 ژوئن 2018). "گیاهان و خشکسالی در اقلیم در حال تغییر". گزارش های فعلی تغییرات آب و هوایی 4 (2): 192-201. Bibcode :2018CCCR....4..192S. doi :10.1007/s40641-018-0097-y. ISSN  2198-6061.
  104. ^ آینزورث، EA؛ لمونیر، پی. Wedow, JM (ژانويه 2020). Tausz-Posch, S. (ویرایش). "تاثیر افزایش دی اکسید کربن تروپوسفر و ازن بر بهره وری گیاهان". زیست شناسی گیاهی . 22 (S1): 5-11. Bibcode : 2020PlBio..22S...5A. doi :10.1111/plb.12973. ISSN  1435-8603. PMC 6916594 . PMID  30734441. 
  105. ^ اوچوا-هوسو، آر. دلگادو-باکوریزو، ن. پادشاه، PTA؛ بنهام، م. Arca، V; پاور، SA (2019). "نوع اکوسیستم و کیفیت منابع مهمتر از محرکهای تغییر جهانی در تنظیم مراحل اولیه تجزیه بستر هستند." بیولوژی و بیوشیمی خاک . 129 : 144-52. Bibcode :2019SBiBi.129..144O. doi :10.1016/j.soilbio.2018.11.009. hdl : 10261/336676 . S2CID  92606851.
  106. ↑ کینور، مارک (15 نوامبر 2011). "میوه درختان بریتانیا "18 روز زودتر" می رسد. Bbc.co.uk بایگانی شده از نسخه اصلی در 17 مارس 2023 . بازیابی شده در 1 نوامبر 2012 .
  107. ^ آب صحنهی، س. بنتون، ام جی; فالکون-لنگ، HJ (2010). "فروپاشی جنگل های بارانی باعث تنوع چهارپایان پنسیلوانیا در اورامریکا شد" (PDF) . زمین شناسی . 38 (12): 1079-82. Bibcode :2010Geo....38.1079S. doi :10.1130/G31182.1. بایگانی شده از نسخه اصلی در 17 مارس 2023 . بازبینی شده در 27 نوامبر 2013 .
  108. ^ باشله، دی . نیلسون، آر. Lenihan، JM; دراپک، RJ (2001). "اثرات تغییر آب و هوا بر توزیع گیاهی و بودجه کربن در ایالات متحده". اکوسیستم ها 4 (3): 164-85. Bibcode :2001Ecosy...4..164B. doi :10.1007/s10021-001-0002-7. S2CID  15526358.
  109. ↑ ریدولفی، لوکا؛ D'Odorico، P. پورپوراتو، ا. Rodriguez-Iturbe, I. (27 ژوئیه 2000). "تأثیر تنوع اقلیم بر تنش آبی پوشش گیاهی". مجله تحقیقات ژئوفیزیک: اتمسفرها . 105 (D14): 18013–18025. Bibcode :2000JGR...10518013R. doi :10.1029/2000JD900206. ISSN  0148-0227.
  110. ^ باروز 2007، ص. 273.
  111. ^ میلینگتون، ربکا؛ کاکس، پیتر ام. مور، جاناتان آر. ایوان دوروچر، گابریل (10 مه 2019). "مدل سازی سازگاری اکوسیستم و نرخ های خطرناک گرمایش جهانی". موضوعات نوظهور در علوم زیستی . 3 (2): 221-31. doi : 10.1042/ETLS20180113. hdl : 10871/36988 . ISSN  2397-8554. PMID  33523155. S2CID  150221323.
  112. ^ باروز 2007، ص. 267.
  113. ^ سیز، جی. N. Foppa (2007). فعالیت های خدمات جهانی نظارت بر یخچال های طبیعی (WGMS) (PDF) (گزارش). بایگانی شده از نسخه اصلی (PDF) در 25 مارس 2009 . بازیابی شده در 21 ژوئن 2009 .
  114. ↑ «نمودار چینه‌شناسی بین‌المللی». کمیسیون بین المللی چینه شناسی 2008. بایگانی شده از نسخه اصلی در 15 اکتبر 2011 . بازیابی شده در 3 اکتبر 2011 .
  115. ^ باروز 2007، ص. 279.
  116. ^ هانسن، جیمز. "خلاصه های علمی: تاریخ آب و هوای زمین". ناسا GISS. بایگانی شده از نسخه اصلی در 24 جولای 2011 . بازبینی شده در 25 آوریل 2013 .
  117. ^ کمربند، سیمون تی. Cabedo-Sanz، پاتریشیا; اسمیک، لوکاس؛ و همکاران (2015). "شناسایی محدودیت‌های یخ دریای زمستانی سرخپوشان قطب شمال و منطقه یخی حاشیه‌ای: بازسازی‌های بهینه مبتنی بر نشانگر زیستی یخ‌های دریایی در اواخر دوره چهارم قطب شمال". نامه های علوم زمین و سیاره . 431 : 127-39. Bibcode :2015E&PSL.431..127B. doi :10.1016/j.epsl.2015.09.020. hdl : 10026.1/4335 . ISSN  0012-821X.
  118. ^ وارن، استیون جی. وویگت، آیکو؛ تزیپرمن، الی؛ و همکاران (1 نوامبر 2017). "دینامیک آب و هوای زمین گلوله برفی و زمین شناسی-ژئوبیولوژی برودتی". پیشرفت علم 3 (11): e1600983. Bibcode :2017SciA....3E0983H. doi :10.1126/sciadv.1600983. ISSN  2375-2548. PMC 5677351 . PMID  29134193. 
  119. ^ کابالرو، آر. هوبر، ام (2013). "حساسیت اقلیم وابسته به دولت در اقلیم های گرم گذشته و پیامدهای آن برای پیش بینی های اقلیمی آینده". مجموعه مقالات آکادمی ملی علوم . 110 (35): 14162-67. Bibcode :2013PNAS..11014162C. doi : 10.1073/pnas.1303365110 . ISSN  0027-8424. PMC 3761583 . PMID  23918397. 
  120. ^ هانسن جیمز; ساتو ماکیکو; راسل گری؛ خارهچا پوشکر (2013). "حساسیت آب و هوا، سطح دریا و دی اکسید کربن اتمسفر". معاملات فلسفی انجمن سلطنتی الف: علوم ریاضی، فیزیک و مهندسی . 371 (2001): 20120294. arXiv : 1211.4846 . Bibcode :2013RSPTA.37120294H. doi :10.1098/rsta.2012.0294. PMC 3785813 . PMID  24043864. 
  121. ^ ab McInherney، FA. وینگ، اس. (2011). "آشفتگی چرخه کربن، آب و هوا و زیست کره با پیامدهایی برای آینده". بررسی سالانه علوم زمین و سیاره . 39 (1): 489-516. Bibcode :2011AREPS..39..489M. doi :10.1146/annurev-earth-040610-133431. بایگانی شده از نسخه اصلی در 14 سپتامبر 2016 . بازبینی شده در 26 اکتبر 2019 .
  122. ^ وسترهولد، تی.. رول، یو. رفیع، من. فورناچیاری، ای. مونچی، س. رئال، وی. بولز، جی. ایوانز، اچ اف (2008). "کالیبراسیون نجومی زمان پالئوسن" (PDF) . دیرین جغرافیا، دیرین اقلیم شناسی، دیرینه اکولوژی . 257 (4): 377-403. Bibcode :2008PPP...257..377W. doi :10.1016/j.palaeo.2007.09.016. بایگانی شده (PDF) از نسخه اصلی در 9 اوت 2017.
  123. ^ باروز 2007، صفحات 190-91.
  124. ^ ایوانی، لیندا سی. پیچ، کارلی; هندلی، جان سی. لاک وود، روآن؛ آلمون، وارن دی. سسا، جوسلین ای. (1 سپتامبر 2018). "تاثیر کمی ماندگار حداکثر حرارتی پالئوسن-ائوسن بر جانوران نرم تن دریایی کم عمق". پیشرفت علم 4 (9): eaat5528. Bibcode :2018SciA....4.5528I. doi :10.1126/sciadv.aat5528. ISSN  2375-2548. PMC 6124918 . PMID  30191179. 
  125. ^ هارتر، جان او. موزلی، کریستوفر؛ برگ، پیتر (2013). "افزایش شدید بارش همرفتی در پاسخ به دماهای بالاتر". زمین شناسی طبیعت . 6 (3): 181-85. Bibcode :2013NatGe...6..181B. doi :10.1038/ngeo1731. ISSN  1752-0908.
  126. ↑ کافمن، دارل؛ مک کی، نیکلاس؛ روتسون، کودی؛ ارب، مایکل؛ دتوایلر، کریستوف؛ سامر، فیلیپ اس. هیری، الیور؛ دیویس، باسیل (30 ژوئن 2020). "میانگین دمای سطح جهانی هولوسن، یک رویکرد بازسازی چند روشی". داده های علمی 7 (1): 201. Bibcode :2020NatSD...7..201K. doi : 10.1038/s41597-020-0530-7 . ISSN  2052-4463. PMC 7327079 . PMID  32606396. 
  127. ^ زمپ، م. I.Roer; A.Kääb; M.Hoelzle; F. Paul; W. Haeberli (2008). برنامه محیط زیست سازمان ملل – تغییرات جهانی یخچال: حقایق و ارقام (PDF) (گزارش). بایگانی شده از نسخه اصلی (PDF) در 25 مارس 2009 . بازیابی شده در 21 ژوئن 2009 .
  128. ^ EPA، OA، ایالات متحده (ژوئیه 2016). «شاخص‌های تغییر آب و هوا: یخچال‌های طبیعی». EPA آمریکا بایگانی شده از نسخه اصلی در 29 سپتامبر 2019 . بازبینی شده در 26 ژانویه 2018 .
  129. ↑ «یخ زمین – تغییر آب و هوای جهانی ناسا». بایگانی شده از نسخه اصلی در 23 فوریه 2017 . بازیابی شده در 10 دسامبر 2017 .
  130. ^ شفتل، هالی (ویرایش). "تغییر آب و هوا: چگونه بدانیم؟". تغییر اقلیم جهانی ناسا . تیم ارتباطات علوم زمین در آزمایشگاه رانش جت ناسا. بایگانی شده از نسخه اصلی در 18 دسامبر 2019 . بازبینی شده در 16 دسامبر 2017 .
  131. ↑ «GISS Surface Temperature Analysis (v4) / تغییر میانگین سالانه دما در خشکی و اقیانوس». ناسا GISS . بایگانی‌شده از نسخه اصلی در ۱۶ آوریل ۲۰۲۰.
  132. ↑ اب هاروی، چلسی (1 نوامبر 2018). "اقیانوس ها سریعتر از حد انتظار گرم می شوند". علمی آمریکایی . بایگانی شده از نسخه اصلی در 3 مارس 2020.داده های ناسا GISS
  133. ↑ «GISS Surface Temperature Analysis (v4) / Annual Mean Temperature Change for Hemispheres». ناسا GISS . بایگانی‌شده از نسخه اصلی در ۱۶ آوریل ۲۰۲۰.
  134. ↑ اب فریدمن، اندرو (9 آوریل 2013). "در گرم شدن، نیمکره شمالی از جنوب پیشی گرفته است". اقلیم مرکزی بایگانی شده از نسخه اصلی در 31 اکتبر 2019.
  135. ^ ab "GISS Surface Temperature Analysis (v4) / Temperature Change for Three Latitude Band". ناسا GISS . بایگانی‌شده از نسخه اصلی در ۱۶ آوریل ۲۰۲۰.
  136. ↑ اب هاوکینز، اد (12 سپتامبر 2019). "روند دمای اتمسفر". کتاب آزمایشگاه آب و هوا . بایگانی شده از نسخه اصلی در 12 سپتامبر 2019.(تفاوت‌های خنک‌کننده در ارتفاع بالاتر به کاهش ازن و افزایش گازهای گلخانه‌ای نسبت داده می‌شود؛ خوشه‌هایی با فوران‌های آتشفشانی 1982-1983 (El Chichón) و 1991-1992 (Pinatubo) رخ داد.)
  137. ↑ اب مدونا، ورونیکا (17 سپتامبر 2018). "تجسم های اقلیمی که جایی برای شک یا انکار باقی نمی گذارد". اسپین آف . نیوزلند. بایگانی شده از نسخه اصلی در 17 مه 2019.
  138. ↑ «اقلیم در یک نگاه / سری زمانی جهانی». NCDC / NOAA . بایگانی شده از نسخه اصلی در 23 فوریه 2020.
  139. ↑ اب هاوکینز، اد (10 مارس 2020). «از آشنا تا ناشناخته». کتاب آزمایشگاه آب و هوا (وبلاگ حرفه ای) . بایگانی‌شده از نسخه اصلی در ۲۳ آوریل ۲۰۲۰.(پیوند مستقیم به تصویر؛ هاوکینز به برکلی زمین برای داده ها اعتبار می دهد.) "ظهور تغییرات دمایی مشاهده شده هم در خشکی و هم در اقیانوس ها در مناطق گرمسیری واضح ترین است، برخلاف مناطقی که بیشترین تغییر را در مناطق فرا استوایی شمالی دارند. به عنوان مثال، آمریکای شمالی بیشتر از آمریکای استوایی گرم شده است، اما تغییرات در مناطق استوایی آشکارتر است و به وضوح از دامنه تغییرات تاریخی پدیدار شده است تغییرات درازمدت».
  140. ^ آب لنتون، تیموتی ام. راکستروم، یوهان؛ گافنی، اوون؛ رحمستورف، استفان؛ ریچاردسون، کاترین؛ استفن، ویل؛ شلنهوبر، هانس یواخیم (27 نوامبر 2019). "نقاط اوج آب و هوا - برای شرط بندی بسیار خطرناک است". طبیعت . 575 (7784): 592–595. Bibcode :2019Natur.575..592L. doi : 10.1038/d41586-019-03595-0 . hdl : 10871/40141 . PMID  31776487.تصحیح به تاریخ 9 آوریل 2020

مراجع

لینک های خارجی

منابع کتابخانه ای در مورد
تغییرات آب و هوا و تغییر
  • منابع موجود در کتابخانه شما
  • منابع موجود در سایر کتابخانه ها