Współczesne zmiany klimatyczne - przesłanki wpływu czynników antropogenicznych

Joanna Wibig

Katedra Meteorologii i Klimatologii Uniwersytet Łódzki

1. Wstęp

Współczesne ocieplenie stale wzbudza wiele kontrowersji. Do najczęściej podnoszonych kwestii należą:

- realność ocieplenia - spora grupa sceptyków twierdzi, że ocieplenie jest skutkiem miejskiej wyspy ciepła, czyli obserwowanego w miastach wzrostu temperatury i/lub manipulacji danymi, czyli ich „specyficznej” homogenizacji skutkującej pojawianiem się tendencji wzrostowej lub spadkowej tam, gdzie jej w rzeczywistości nie ma.

- wpływu działalności człowieka na współczesne ocieplenie, szczególnie wpływu poprzez zmianę składu atmosfery - wzrost stężenia gazów szklarniowych w atmosferze. Tu jako argument podnosi się zmiany zawartość CO2 i CH4, które od zawsze przebiegały równolegle do zmian temperatury. Odwieczne pytanie co było pierwsze jajko, czy kura, tym razem w wersji: wzrost stężenia CO2 przynosi wzrost temperatury, czy też może rosnąca temperatura powoduje wzrost stężenia CO2 w atmosferze?

Nie jest to bynajmniej spór akademicki, lecz kwestia o tyle poważna, że jeśli ocieplenia w ogóle nie ma lub też powodują je czynniki wyłącznie naturalne, to w bliskiej perspektywie trend prawdopodobnie się odwróci i klimatolodzy zajmą się jakąś inną teorią. Jeśli jednak przyczyna jest antropogeniczna i to związana ze zmianą składu atmosfery, pojawia się problem, spalanie paliw kopalnych trwa, a wraz z nim rośnie ilość CO2 w atmosferze i ocieplenie będzie narastać.

Zacznę od drugiej wątpliwości i spróbuję przedstawić argumenty na rzecz hipotezy, że wzrost dwutlenku węgla jest skutkiem spalania paliw kopalnych, a nie wzrostu temperatury.

2. Obieg węgla

Węgiel w przyrodzie bierze udział w wielu rozmaitych procesach. Można wyróżnić trzy podstawowe cykle obiegu węgla w przyrodzie. Dwa z nich dotyczą węgla organicznego, czyli związków węgla, które powstały bezpośrednio lub pośrednio w procesie fotosyntezy. Najpowszechniejszy cykl polega na usuwaniu węgla z atmosfery lub powierzchniowej warstwy oceanu w procesie fotosyntezy, a następnie jego powrót w procesie oddychania. W cyklu tym miedzy atmosferą a biosferą lądową przepływ jest rzędu 120 Pg C rocznie, do atmosfery wraca tylko 119,6 Pg C, a pozostałe 0,4 Pg C spływa do oceanu (Sarmiento i Gruber, 2002, 2006). Podobnego rzędu jest przepływ między powierzchniową warstwą oceanu a biosferą morską, biosfera przetwarza 50 Pg C rocznie w procesie fotosyntezy, ale tylko 39 Pg C oddaje w procesach

oddychania. Pozostałe 11 Pg C zasila, po obumarciu organizmu, dolne warstwy oceanu. Istnieją dwie podstawowe różnice między obiegiem lądowym a oceanicznym. Pierwsza polega na braku odpowiednika gleby w oceanie. Po obumarciu materia organiczna opada na dno, zasilając tzw. głęboki ocean (w minimalnym zakresie również osady denne). Druga różnica polega na proporcji między ilością węgla zgromadzonego w biosferze a przepływem. W przypadku lądu przepływ jest rzędu kilu procent ilości węgla zgromadzonego w biosferze, w przypadku biosfery morskiej obieg jest dużo szybszy i przepływy kilkunastokrotnie przewyższają ilość węgla zawartego w żywej materii organicznej zgromadzonej w powierzchniowej warstwie oceanu. Ta szybkość przetwarzania węgla przez ocean czyni z niego doskonały zbiornik węgla, jednak na efektywność produkcji pierwotnej w oceanie ogromny wpływ wywiera dostępność innych niezbędnych składników odżywczych, w tym także żelaza.

Rysunek 1. Zbiorniki i przepływy węgla. Zbiorniki (zwykłą czcionką oznaczono wartości z początku ery przemysłowej, kursywą zmiany po tym okresie): atmosfera: (597 +165) Pg C , biosfera lądowa, gleba i detrytus: (2300+101-140) Pg C, biosfera morska: 3 Pg C, ocean w warstwie przypowierzchniowej: (900+18) Pg C, głęboki ocean: (37 100+100) Pg C, osady denne: 150 Pg C, paliwa kopalne: (3 700 - 244) Pg C. Opis przepływów w tekście (Sarmiento i Gruber, 2006).

W długoterminowym obiegu węgla organicznego bierze udział pewna część biosfery lądowej, która uniknęła rozkładu i zwiększyła zasoby paliw kopalnych. Obecnie tempo gromadzenia się węgla organicznego jest niewielkie, rzędu 0,2 Pg C rocznie, ale w historii Ziemi były okresy, w których rozpad materii organicznej zachodził dużo wolniej niż fotosynteza i pokłady węgla organicznego (węgla, ropy naftowej i gazu) rosły znacznie szybciej. Węgiel nieorganiczny bierze udział również w długoterminowym cyklu obiegu, który jest procesem bardzo powolnym. W jego wyniku węgiel jest uwięziony na długie lata w skałach osadowych i metamorficznych. Na skutek wulkanizmu oraz procesów wietrzenia i erozji może wrócić do atmosfery.

Tempo tego powrotu oceania sie na około 0,2 Pg C rocznie, ale oczywiście istnieją tu duże różnice z roku na rok. Ten długoterminowy cykl nosi nazwę cyklu krzemianowo-węglanowego i zawiera mechanizm ujemnego sprzężenia zwrotnego regulującego globalne zmiany temperatury w geologicznej skali czasu.

Węgiel zawarty w paliwach kopalnych przez miliony lat był usuwany z atmosfery w procesie fotosyntezy i akumulowany głęboko pod ziemią. Spalanie paliw kopalnych powoduje szybki powrót tego węgla do atmosfery zaburzając naturalną równowagę. Według Sarmiento i Grubera (2002, 2006) w latach osiemdziesiątych ilość węgla, jaka dostała się do atmosfery na skutek spalania paliw kopalnych ocenia się średnio na 5,4±0,3 Pg rocznie, 6,4±0,4 Pg C rocznie w latach 90-tych i 7,2±0,3 Pg C rocznie w okresie 2000-2005. Natomiast przyrost zawartości węgla w atmosferze w latach 80-tych tylko 3,3±0,1 Pg rocznie (w latach 90-tych 3,2±0,1 Pg C rocznie, a w latach 2000-2005 już 4,1±0,1 Pg C rocznie). Różnica wynosi 1,1 Pg C rocznie. Tyle węgla dodatkowo musiało zostać pochłonięte przez biosferę lądową lub/i ocean. Jednocześnie w wyniku wylesień w strefie gorącej do atmosfery dostaje się dodatkowe 1,7±0,6 Pg C rocznie. Szacunkowe dane oceniają pochłanianie przez ocean na średnio 1,9±0,6 Pg C rocznie i pochłanianie przez biosferę lądową na kolejne 1,9 Pg C rocznie z bardzo szerokim przedziałem możliwych wartości (0,6÷2,5 Pg C rocznie).

Transport węgla, mimo iż stanowi tylko nikły procent przepływów, powoduje wzrost zawartości CO2 w atmosferze. Bezpośrednie pomiary stężenia CO2 w atmosferze rozpoczął C.D. Keeling z Scripps Institution of Oceanography (Keeling i in., 1995). Są one prowadzone od 1958 w laboratorium Mauna Loa na Hawajach (19°N, ). Pokazały nie tylko długoterminowy wzrost zawartości CO2 w atmosferze, ale także cykl roczny (rys.2). Wahania w cyklu rocznym osiągają 5-8 ppm i wynikają z cyklu wegetacyjnego na półkuli północnej, dlatego w okresie wegetacyjnym, gdy fotosynteza przeważa na procesami oddychania, zawartość CO2 w atmosferze spada, w pozostałej części roku, gdy procesy oddychania dominują ilość CO2 w atmosferze wzrasta.

Rysunek 2. Pomiary CO2 na Mauna Loa na Hawajach, średnie wartości miesięczne (szary) i roczne (czerwony). W dolnym rogu średni cykl roczny.

Na półkuli południowej analogiczne pomiary rozpoczęto w Baring Head na Nowej Zelandii dopiero w 1970 roku (Manning i in., 1997, Keeling i Whorf, 2005). Cykl wegetacyjny jest tu słabiej zaznaczony, z powodu braku roślinności w strefie umiarkowanych i wysokich szerokości geograficznych, tam gdzie cykl wegetacyjny charakteryzuje się wyraźna sezonowością. Ponieważ CO2 należy do gazów szklarniowych o długim czasie życia w atmosferze, to za wyjątkiem obszarów bliskich źródłom emisji, jego stężenie jest względnie stałe w przyziemnej atmosferze. Widać to na rys. 3. Zawartości CO2 w Baring Head są minimalnie niższe niż na Mauna Loa. Wynika to z faktu, że większość antropogenicznych źródeł CO2 znajduje się na pólkuli północnej. Transport gazu trwa kilka miesięcy do roku i o tyle właśnie zawartość CO2 w Baring Head jest „opóźniona” względem zawartości mierzonej w Mauna Loa na półkuli północnej. Jest to kolejna przesłanka antropogenicznego źródła przyrostu CO2 w atmosferze.

Rysunek 3. Zawartość CO2 w atmosferze w Mauna Loa (linia czarna) i Baring Head (linia niebieska). W dolnym prawym rogu zawartość tlenu w Alert (Kanada 82°N - linia różowa) i Cape Grim (Australia, 41°S, linia błękitna). Zawartość tlenu przedstawiona jako odchylenie od normy O2/N2 × 106 (Manning i Keeling, 2006). Dolny panel: emisja CO2 z paliw kopalnych i wskaźnik δ13C.

Dlaczego podejrzewamy (jesteśmy blisko pewności), iż dodatkowe CO2 jest pochodzenia antropogenicznego?

Węgiel występuje w przyrodzie w trzech izotopach: 12C, 13C, 14C. Około 99% atmosferycznego CO2 zawiera najlżejszy węgiel 12C, a tylko 1% to 13C. Oba te izotopy

są stabilne (Cantolla, 2003). Trzeci niestabilny i radioaktywny izotop 14C występuje w bardzo niewielkich ilościach. Roślinność lądowa i morski fitoplankton wykorzystują CO2 w procesie fotosyntezy. W tym procesie lżejszy izotop 12C jest preferowany w stosunku do cięższego 13C. Wynikiem tej preferencji jest różny udział 13C w stosunku do 12C w biosferze i w atmosferze. Podobnie w oceanie węgiel organiczny zawiera mniej 13C niż węgiel nieorganiczny rozpuszczony w wodzie (DIC - dissolved inorganic carbon). Symbolem δ13C oznacza się odchylenie stężenia izotopu 13C od tzw. wartości standardowej. Wartość standardową przyjęto na podstawie zawartości 13C w skorupkach pewnej skamieniałości morskiej zwanej PDB (Pee Dee Belemnite), wzór znajduje się w Wiedniu w Międzynarodowej Agencji Energii Atomowej. Wartość δ13C podaje się w promilach i oblicza według następującego wzoru:

( ) ( )( ) 1000

12/1312/1312/1313 •

−=

stCCstCCprobaCCCδ ,

gdzie (13C/12C)proba jest wartością w próbce, a (13C/12C)st jest wartością standardową równą 0.0112372. Próbki o stosunku zawartości 13C do 12C większym niż 0.0112372 mają dodatnie wartości δ13C, te o stosunku zawartości 13C do 12C mniejszym niż 0.0112372 mają ujemne wartości δ13C.

Z powodu dyskryminacji 13C w procesie fotosyntezy wartość δ13C dla lądowej materii organicznej wynosi średnio -26‰, dla morskich osadów organicznych około -23‰. W atmosferycznym CO2 jest średnio -6‰, a nieorganicznych osadach węglanowych w oceanie około 1‰. Roślinność lądową można podzielić na dwie grupy: C3 i C4. Rośliny C3 fotosyntetyzują związki, w których są po 3 atomy węgla, rośliny C4 - związki a 4 atomami węgla. W każdej z grup średnia wartość δ13C jest inna: -22‰ ÷ -30‰ dla roślin C3 i -10‰ ÷ -14‰ dla roślin C4. Obecnie na Ziemi przeważa roślinność C3. Należą do niej drzewa i większość zbóż. Ich udział w całkowitej pokrywie roślinnej jest rzędu 85%. Pozostałe 15%, głównie rośliny trawiaste strefy gorącej, to rośliny C4. Wskaźnik δ13C w paleoglebie zależy w dużym stopniu od rodzaju dominującej roślinności (C3 lub C4). Jednocześnie pośrednio wskazuje na ewolucję stężenia CO2 w atmosferze. W okresach dużej koncentracji CO2 rośliny C3 są w uprzywilejowane, ponieważ wymagają mniej energii do fotosyntezy. W okresach niskiej zawartości CO2 uprzywilejowane są rośliny C4, które opanowały mechanizm gromadzenia CO2. Niższy wskaźnik δ13C oznacza, że uprzywilejowane były rośliny C3, czyli stężenie CO2 w atmosferze było wysokie. Z drugiej strony wysoki wskaźnik δ13C oznacza, że faworyzowany był rozwój roślin C4, co ma miejsce przy niskiej zawartości CO2 w atmosferze. Przed miocenem roślinność składała się całkowicie z roślin C3.

Na ewolucję proporcji miedzy roślinnością C3 a C4 wpływ ma jednak również dostępność wody, zatem za zmiany δ13C w paleoglebie wpływa, poprzez warunki hydrologiczne, także klimat.

Wskaźnik δ13C w oceanicznej materii organicznej ma średnią wartość -23‰. Ropa naftowa powstała z kopalnego planktonu ma niską wartość δ13C, a metan powstały z

martwej materii organicznej ma δ13C około -50‰. DIC wbudowywany jest w skorupki w tym samym tempie dla obu izotopów, więc δ13C w węglu w tych skorupkach wynosi 1‰.

W powierzchniowych wodach oceanów DIC zawiera więcej 13C, bo 12C jest intensywniej zużywany w procesie fotosyntezy, natomiast w głębokim oceanie zawartość 13C jest stosunkowo niska. Różnica staje się bardziej wyraźna, w okresach (lub miejscach), w których ocean jest bardziej produktywny, a zanika gdy produktywność spada. Gradient δ13C z głębokością w oceanie rósł w okresach zlodowaceń, co oznaczało większą produktywność wód oceanicznych, tłumaczącą szybszą absorpcję atmosferycznego CO2 i w wyniku spadek jego zawartości w atmosferze.

Ze względu na silniejszą cykliczność wegetacji na półkuli północnej, wskaźnik δ13C rośnie latem, ponieważ rośliny usuwają wówczas 12C z powietrza i rośnie udział 13C. Paliwa kopalne, które powstały z obumarłej roślinności typu głównie typu C3 mają stosunkowo niski wskaźnik δ13C. 95% emisji CO2 ze spalania paliw kopalnych odbywa się na półkuli północnej i podczas tego spalania atmosfera jest zasilana przez 12C, do półkuli południowej ten zastrzyk 12C dociera z pewnym opóźnieniem (6-12 miesięcy. Cykl sezonowy ulega odwróceniu, a amplituda zmniejszeniu na półkuli południowej, gdzie jest biosfera lądowa ma mniejszą masę.

Spalanie paliw kopalnych powoduje, że do atmosfery uzyskuje dodatkowy zastrzyk węgla 12C i wskaźnik δ13C spada ( Prentice i in., 2001, Keeling i in., 1980; Tans i in., 1993; Ciais i in., 1995a,b).

Transport węgla ze źródeł kopalnych do atmosfery stanowi niewielką część rocznych przepływów. Problem polega jednak na tym, że ten dodatkowy dopływ nie jest w pełni bilansowany przez pochłanianie i dlatego prowadzi w prosty sposób do szybkiego przyrostu zawartości węgla w atmosferze. Przyrost ten można przypisać działalności człowieka, ponieważ przyrostowi CO2 towarzyszy jednoczesny spadek δ13C oraz stosunku zawartości tlenu O2 do azotu N2 w atmosferze. Spadek δ13C wskazuje na to, że dodatkowy węgiel jest pochodzenia organicznego. Takie pochodzenie potwierdza również względny spadek zawartości tlenu w atmosferze. Jest to kolejna przesłanka antropogenicznego źródła dodatkowego CO2 w atmosferze.

Biosfera lądowa pochłania nieco więcej CO2 w warunkach jego większej koncentracji w atmosferze w skutek efektu użyźniania oraz zwiększania obszarów pokrytych roślinnością (powtórne zalesienia, bardziej efektywne uprawy). Sceptycy twierdzą, że pochłanianie to może się zwiększyć w znaczny sposób właśnie dzięki użyźniającemu efektowi zwiększonej zawartości CO2 w atmosferze. Dlatego sądzą, że obecny przyrost CO2 w atmosferze niekoniecznie jest czynnikiem powodującym ocieplenie, ale może być też skutkiem ocieplenia. Jednak badania nad wzrostem ekosystemów leśnych w warunkach zwiększonej koncentracji CO2 wskazują, że pogląd ten nie znajduje poparcia w faktach. Przyrost biomasy jest znacznie mniejszy niż się początkowo spodziewano, a ponadto jest to efekt krótkotrwały. Po początkowym przyspieszeniu

wzrostu następuje spadek do wartości początkowych lub nieznacznie tylko większych (Caspersen i in., 2000; Schlesinger i Lichter, 2001).

W oceanie CO2 nie stanowi ograniczenia fotosyntezy. Natomiast pochłanianie CO2 przez ocean zależy od tego jak szybko wody powierzchniowe, wraz z zawartym w nich dwutlenkiem węgla, są transportowane w głąb oceanu. Znaczne ilości CO2 mogą być zużyte na rozpuszczanie CaCO3 zawartego w osadach na dnie oceanu, ale jest to powolny proces wymagający tysięcy lat.

Rysunek 4. Przepływ CO2 między atmosferą a oceanem, dodatnie wartości oznaczają transport CO2 z oceanu do atmosfery (źródło: Denman, 2007).

Wzrost stężenia dwutlenku węgla w atmosferze w latach 90-tych wynosił 3,2±0,1 Pg C rocznie, a w latach 2000-2005 już 4,1±0,1 Pg C rocznie. Jest to przyrost netto zawartości CO2 w atmosferze będący różnicą między zwiększoną emisją a pochłanianiem przez biosferę lądową i ocean. Stosunek wzrostu zawartości CO2 w atmosferze do emisji na skutek spalania paliw kopalnych wynosi średnio 0,55. Pozostałe 45% ulega pochłonięciu przez ocean lub przetworzeniu w procesie fotosyntezy na lądzie.

Radiacyjne wymuszenie, to kiepskie polski tłumaczenie wyrażenia radiative forcing, w dalszej części oznaczone jako RW, to narzędzie przeznaczone do jakościowego porównania wpływu poszczególnych czynników na klimat. Określa ile energii więcej (lub mniej) pochłania jednostkowa powierzchnia Ziemi w ciągu roku na skutek zmian czynnika wymuszającego od początku ery przemysłowej (czyli od 1750 roku). Rysunek 5 przedstawia to co wiadomo o udziale poszczególnych czynników powodujących zmiany klimatu w ociepleniu. Według autorów IPCC, czyli całkiem sporej grupy klimatologów i fizyków atmosfery.

Obok oszacowanych zmian rysunek przedstawia zakres niepewności, jaki dotyczy poszczególnych czynników. Podstawowym jest zawartość CO2 w atmosferze. Jego wpływ na bilans radiacyjny oceniono na 1,66 ± 0,17 W/m2. Wpływ CO2 rośnie coraz szybciej wraz z tempem przyrostu CO2 w atmosferze. W dziesięcioleciu 1995-2005 RW wynikający ze wzrostu stężenia CO2 wzrósł o 20%. Silny wpływ na ocieplenie ma także metan , którego koncentracja w atmosferze wzrosła o mniej więcej 133% od początku ery przemysłowej. RW metanu oceania się na 0,48 ± 0,05 W/m2.

Rysunek 5. Podstawowe czynniki radiacyjnego wymuszania zmian klimatu (radiative forcing), rok 2005 w stosunku do roku 1750, (źródło FAR, 2007, rys, 2.20)

Nieobecne w naturalnej atmosferze freony wywierają znaczny wpływ na bilans radiacyjny, mimo śladowego stężenia. Ich sumaryczny wpływ określa RW= 0,32 ± 0,03 W/m2. Od 2003 roku obserwuje się nieznaczny spadek freonów w atmosferze, więc udział tego czynnika powinien spadać w niedalekiej przyszłości. Rośnie natomiast ilość halonów, które upowszechniają się w miarę wycofywania freonów z użycia. Ich RW wynosi 0,017± 0,002 W/m2 i rośnie. Wśród pozostałych gazów szklarniowych istotny wpływ na RW mają jeszcze tlenki azotu (0,16 ± 0,02 W/m2). W przypadku tych substancji w atmosferze ocenom towarzyszy stwierdzenie, że ocena ich wpływu poparta jest dobrym zrozumieniem procesów fizycznych wiążących ich obecność w atmosferze z ociepleniem.

Ozon występuje zarówno w troposferze, gdzie jest gazem szklarniowym i jego obecność ociepla troposferę (RW = 0,35 W/m2). Zmiany zawartości ozonu w stratosferze powodują ochłodzenie w troposferze (RW = - 0,05 ± 0,10 W/m2). Wiarygodność szacunków jest jednak mniejsza ponieważ autorzy podają, iż zrozumienie fizycznych procesów związanych z ozonem jest na poziomie średnim.

Metan utlenia się w stratosferze, w wyniku czego powstaje woda. Wywiera ona wpływ na ochłodzenie w troposferze ocenione na RW = 0,07 ± 0,05 W/m2, przy małym zrozumieniu procesów fizycznych.

W ogóle nie oceniono wpływu na RW dodatkowej pary wodnej w atmosferze. Skoro rośnie precipitable water, powinno być w atmosferze więcej wody. To jednak uruchamia szereg przeciwstawnych mechanizmów sprzężeń zwrotnych.

Aerozole w swojej większości ochładzają troposferę rozpraszając promieniowanie i wysyłając jego część w przestrzeń kosmiczną. Efekt bezpośredni oszacowano na RW = - 0,05 ± 0,04 W/m2, efekt pośredni, poprzez albedo chmur, na kolejne -0,07 W/m2.

Sadza, dzięki zmniejszaniu albedo powierzchni, które pokrywa oddziałuje ocieplająco (RW = 0,1 ± 0,1 W/m2). Zmiany sposobu użytkowania Ziemi przyczyniają się do ochłodzenia poprzez wzrost albedo (RW =- 0,2 ± 0,2 W/m2).

Bezpośredni efekt związany z aktywnością Słońca oceniany jest na 0,12 ± 0,18 W/m2.

Wśród czynników, które oddziałują na bilans radiacyjny dominują te związane z działalnością człowieka. To kolejna przesłanka na korzyść antropogenicznej przyczyny współczesnego ocieplenia. Sceptycy pytają jednak, czy przyczyną nie mogłaby być wewnętrzna zmienność systemu. Na pewno tak. Ale nie tylko.

3. Symptomy

Ocieplenie jest faktem i stwierdzenia sceptyków, że jest to wyłącznie efekt uśredniania temperatury ze stacji, które w znacznej części są położone w miastach, czyli miejskiej wyspy ciepła, nie się dłużej obronić. Być może oceny wpływu miasta są nieco zaniżone, ale jednak ocieplenie jest widoczne w skali globalnej. Potwierdzają je zarówno pomiary naziemne, jak i dane satelitarne, które nie są obciążone efektem miejskiej wyspy ciepła.

Mamy zatem ocieplenie w skali globalnej, którego wartość w zależności od sposobu uśredniania różni się nieco, lecz różnice te nie przekraczają 0,2°C, co i tak stanowi pokaźną wartość (25%).

Większość różnic między szacunkami wynika z odmiennych technik uśredniania, częściowo również z różnic między uwzględnionymi zbiorami danych. Dane według CRUTEM3 (rys. 6) uśredniają temperaturę powietrza nad lądami stosując odmienne wagi dla półkuli północnej i południowej. Ma to wynikać z innej powierzchni lądów na obu półkulach (0,68×NH + 0,32×SH). Oszacowanie NCDC polega na policzeniu średniej ważonej anomalii w polach gridowych, wagi są proporcjonalne do powierzchni gridów. Uwzględniono tylko te gridy, z których były dane obserwacyjne. W oszacowaniu GISS liczono najpierw anomalie w strefach 90°N-23,6°N, 23,6°N-

23,6°S, 23,6°S-90°S, a następnie średnią globalną, jako średnią ważoną z poprzednich, z wagami proporcjonalnymi do powierzchni zajmowanej przez te strefy wynoszącymi odpowiednio: 0,3, 0,4 i 0,3. Lugina i in. (2005) liczyła średnią globalną jako (NH+0,866SH)/1,866, gdzie NH była średnią dla lądów półkuli północnej, a SH średnią dla lądów półkuli południowej, ale tylko leżących na północ od równoleżnika 60°S. Oszacowania różniły się też nieco zbiorami uwzględnionych danych i sposobem traktowania gridów z brakiem lub niewielką liczbą stacji.

Rysunek 6. Roczne anomalie globalnej temperatury powietrza nad kontynentami w okresie 1850-2005 w stosunku do wartości średniej dla okresu referencyjnego 1961-1990. Oszacowania według CRUTEM3 (Brohan i in., 2006) - linia czarna, NCDC (Smith i Reynolds, 2005) - linia niebieska, GISS (Hansen i in., 2001) - linia czerwona i Luginy i in. (2005) - linia zielona.

Według FAR (Trenberth i in., 2007) średnia temperatura globalna wzrosła w ciągu 100-lecia 1906-2005 o 0,74°C±0,18°C. Średnie tempo wzrostu wynosiło w tym okresie 0,07°C±0,02°C na 10 lat, a w ostatnim 50-leciu było dwukrotnie wyższe i wynosiło 0,13°C±0,032°C na 10 lat. To przyspieszenie wzrostu z jednej strony świadczy na korzyść tezy o antropogenicznej przyczynie tego ocieplenia, z drugiej jednak strony obserwujemy spadek średniej temperatury na półkuli północnej wyraźnie kłócący się z obserwowanym jednocześnie wzrostem stężenia CO2 w atmosferze. Ten spadek tłumaczy się zwiększoną ilością aerozoli (Ramaswamy i in., 2001), których ilość wzrastała intensywnie na półkuli północnej, szczególnie w Europie i Ameryce Północnej na skutek wzmożonej działalności przemysłu. Emisja siarczanów (a wraz z nią wymuszenie radiacyjne spowodowane aerozolem siarkowym) zmniejszyła się znacznie po 1980 roku (Stern, 2005; Hegerl i in., 2007) i czynniki wywołujące ocieplenie znów zaczęły dominować.

Wzrost temperatury dotyczy zarówno powierzchni lądowych jak i morskich, z tym, że w okresie po 1979 roku trend temperatury nad lądami 0,27°C na 10 lat dwukrotnie

przewyższa ten nad oceanami (0,13°C na 10 lat). Największe ocieplenie obserwuje się zimą i wiosną na półkuli północnej.

Wzrostowi średniej temperatury towarzyszy wzrost temperatur ekstremalnych: minimalnej i maksymalnej. Spadek ilości dni z przymrozkami jest powszechny, obserwowany na 70-75% obszarów, z których dane są dostępne. Najchłodniejsze noce (o temperaturze minimalnej poniżej 10 percentyla w okresie referencyjnym 1961-1990) zdarzają się rzadziej. Wyższy wzrost temperatury minimalnej niż średniej jest zgodny z tezą wpływu dwutlenku węgla na ocieplenie. Wyższe stężenie dwutlenku węgla w atmosferze powoduje, że promieniowanie zwrotne atmosfery jest wyższe i nocne wychłodzenie jest mniej intensywne. Od lat 70-tych wyraźny jest także wzrost temperatur maksymalnych, a dobowa amplituda temperatury przestała spadać. Wzrost temperatury maksymalnej szczególnie intensywnie wyraża się wzrostem liczby i czasu trwania fal upałów. W miastach efekt wzrostu temperatury maksymalnej jest nieco zwiększony przez efekt miejskiej wyspy ciepła. Miasto przyczynia się jednak do intensyfikacji negatywnych skutków fal upałów poprzez swój wpływ na temperaturę minimalną.

Rysunek 7. Średnie roczne anomalie maksymalnej i minimalnej temperatury dobowej i dobowej amplitudy temperatury w okresie 1950-2004. (Źródło: Trenberth i in. 2007)

Żaden pojedynczy przypadek wystąpienia fali upału nie może być bezpośrednio powiązany z globalnym ociepleniem. Takie zjawiska zdarzały się bowiem również wcześniej. Natomiast częstość i intensywność takich fal już tak. W lecie 2003 roku w zachodniej Europie w wielu miejscach notowano temperatury, jakich nie

obserwowano w tych miejscach nigdy przedtem. Słowo „nigdy” ma tu jednak ograniczony wymiar czasowy - sięga od 150 do 300 lat wstecz.

Współczesne ocieplenie jest powszechne, choć istnieją na kuli ziemskiej niewielkie obszary, w których obserwuje się ochłodzenie. To może się zdarzyć ponieważ zmianom termicznym, towarzyszą zmiany cyrkulacji atmosferycznej i oceanicznej. Temperatura nie wzrasta na kuli ziemskiej równomiernie. Są obszary, w których wzrost jest większy niż w innych. Należy do nich Arktyka Kanadyjska. Jest to również zgodne z przewidywaniami wynikającymi z globalnego ocieplenia. Regiony leżące w obszarze zalegającej sezonowo pokrywy śnieżnej, już niewielki przyrost temperatury uruchamia mechanizm dodatniego sprzężenia zwrotnego. Krótszy okres z pokrywą śnieżną zmniejsza albedo i powoduje wzrost ilości absorbowanej energii a wraz z nim dodatkowe ocieplenie.

Rysunek 8. Średnie roczne anomalie SST według różnych zbiorów danych. Wartości globalne i dla obu półkul (FAR)

Temperatura powierzchni oceanu również wzrasta. Rysunek pokazuje wartości uzyskane na podstawie różniących się nieco zbiorów danych. HadSST2 (Rayner i in., 2006) przedstawia temperaturę obliczoną na podstawie zbioru danych SST z Hadley Centre wersja2, HadMAT (Bottomley i in., 1990) uzyskano na podstawie zbioru Hadley Centre Marine Ait Temperature. Średnie globalne obliczono na podstawie hemisferycznych ze wzoru (0,44×NH +0,56×SH). Podobnie jak w danych z lądów widoczny jest spadek temperatury na półkuli północnej w okresie 1940-1970. Na półkuli południowej wyraźnie wybija się okres wyższych temperatur około 1940 roku. Próbuje się go tłumaczyć zdarzeniami El Niño (dwa bliskie w czasie zdarzenia, Brönnimann i in., 2004) i/lub wystąpieniem ciepłej fazy AMO (Enfield i in., 2001).

Zmienności temperatury powierzchni morza na Pacyfiku i Atlantyku różnią się od siebie. Na zmiany w Pacyfiku wpływ ma El Niño oraz PDO (Pacyficzna Dekadowa Oscylacja) (Trenberth i in., 2002). Na Atlantyku o zmienności temperatury decyduje głównie AMO (Atlantycka Wieloletnia Oscylacja) związana silnie z cyrkulacją termohalinową (Folland i in., 1999; Enfield i in., 2001). Ocieplenie w Europie w dużym stopniu wiąże się z wahaniami AMO.

Rysunek 9. Anomalie temperatury oceanów i lądów uśrednione wzdłuż równoleżników (Rayner i in., 2006, CRUTEM3 i HadCRUT3)

Wzrost temperatury oceanów, choć niewielki jest jednak bardzo systematyczny, a ochłodzenie lat 1945-1970 stosunkowo słabe w porównaniu do zmian na lądzie (rys. 9).

O ile wzrost temperatury można uznać za powszechny, mimo pojedynczych obszarów, w których obserwuje się jej spadek, to w przypadku opadów zmiany są bardzo zróżnicowane (rys.10). Obszary, na których występują istotne statystycznie trendy są niewielkie i w przypadku niektórych statystycznie istotny trend w całym stuleciu (1905-2004) ma przeciwny kierunek niż również statystycznie istotny trend w 25-leciu 1979-2004 (np. na Sahelu obserwuje się spadek w całym stuleciu, ale wzrost w

ostatnim 25 leciu). Generalnie opady wykazują tendencję wzrostową w wysokich szerokościach geograficznych i spadkową w szerokościach podzwrotnikowych. Jednak nie jest to regułą. Inną obserwowaną często prawidłowością jest zmiana sezonowości opadów. Podczas cieplejszej zimy spada zwykle więcej deszczu niż poprzednio, a latem nieco mniej. Są to jednak efekty poniżej granicy istotności, więc można jedynie mówić o pewnych tendencjach.

Rysunek 10. Zmiany opadów w % względem okresu referencyjnego 1961-1990 uśrednione wzdłuż równoleżników (Trenberth i in., 2007).

Wzrost temperatury powoduje, że wzrasta też ilość pary wodnej, jaka zgodnie z równaniem Clausiusa Clapeyrona może zmieścić się w powietrzu. Nad oceanami, tam gdzie dostępność wody jest nieograniczona, powinno to powodować zwiększoną zawartość pary wodnej wyrażanej w jednostkach bezwzględnych, przy mniej więcej stałej wilgotności względnej. Nad kontynentami nie jest to już tak prosty efekt, bo pojawia się problem dostępności wody. Zwiększona ilość pary wodnej w atmosferze uruchamia szereg mechanizmów sprzężeń zwrotnych, zarówno dodatnich jak i ujemnych. Stanowi to ogromne pole do popisu zarówno dla zwolenników antropogenicznej przyczyny współczesnego ocieplenia, jak i sceptyków. Problem, którzy mają rację jest jeszcze nie rozwiązany i prawdopodobnie długo takim pozostanie. Obserwowane trendy precipitable water w atmosferze nad oceanami są generalnie zgodne z oczekiwaniami, przy założeniu stałej wilgotności względnej i obserwowanego wzrostu temperatury w troposferze.

Rysunek 11. Trendy wody osadzonej (precipitable water) w atmosferze na oceanami. Pomiary satelitarne - Special Sensor Microwave Imager (Trenberth i in., 2005)

Symptomem ocieplenia jest też wzrost temperatury w troposferze mierzony z przestrzeni kosmicznej przez satelity Ziemi. W zależności od wybranego kanału transmisji otrzymujemy temperaturę na różnych poziomach.

W dolnej stratosferze obserwuje sie trend malejący (z wzrostami towarzyszącymi eksplozywnym erupcjom wulkanicznym). W troposferze temperatura powietrza rośnie (rys.12). Jest to efekt niezaburzony przez efekt miejskiej wyspy ciepła, świadczący jednoznacznie o ociepleniu. Ocieplenie potwierdza również obserwowany wzrost wysokości, na której występuje tropopauza (cieplejsza troposfera zajmuje większą objętość).

Pokrywa śnieżna jest ściśle związana z dwoma elementami; temperaturą w okresie ciepłym (>0) i opadami w postaci śniegu. Wzrost temperatury przy braku zmian opadów oznacza krótszy okres z pokrywą śnieżną, jeżeli opady atmosferyczne w postaci śniegu wzrastają, to czas trwania pokrywy śnieżnej może wydłużyć się nawet przy wyższej temperaturze. Pokrywa śnieżna obserwowana jest nie tylko na stacjach meteorologicznych ale również z przestrzeni kosmicznej. Pomiary takie trwają od 1966 roku na półkuli północnej i od 2000 roku na półkuli południowej. Na półkuli północnej można już zatem badać wieloletnią zmienność pokrywy śnieżnej. Cechuje się ona sporą zmiennością z roku na rok, ale widoczny jest również statystycznie istotny trend malejący w skali roku, a także na wiosnę (marzec, kwiecień) oraz w miesiącach letnich (czerwiec, lipiec i sierpień). Tempo spadku średniej rocznej wynosi 0,33 × 106 km2 na 10 lat (Brown, 2000). Spadek powierzchni zajmowanej przez pokrywę śnieżną oznacza spadek albedo i w związku z tym uruchamiany jest mechanizm dodatniego sprzężenia zwrotnego napędzającego dalsze ocieplenie.

Rysunek 12. Anomalie temperatury (w °C) w (a) dolnej stratosferze, (b) górnej troposferze, (c) średniej troposferze, (d) dolnej troposferze. (Karl i in., 2006)

Skutkiem ocieplenia jest również późniejsze zlodzenie rzek jesienią i wcześniejsze puszczanie lodów wiosną, oznacza to krótszy okres zlodzenia i wzrost odpływu rzecznego na przełomie zimy i wiosny. Ten wzrost spowodowany jest wcześniejszym topnieniem lodu na rzekach, a nie wzrostem ilości niesionej przez nie wody.

Kolejnym skutkiem ocieplenia są zmiany zasięgu lodu morskiego. Na półkuli północnej minimalny zasięg lodu spada w średnim tempie -60 ± 20 × 106 km2 na rok (rys.13). Dane z półkuli południowej wskazują na statystycznie nieistotny, ale jednak wzrost zasięgu lodu wokół Antarktydy.

Na ocieplenie reagują również lodowce górskie na kontynentach. Rysunek 14. pokazuje jak zmieniała się skumulowana masa lodu w wybranych regionach. W badanym okresie notowano tylko nieznaczny przyrost masy lodu w Europie w latach 80-tych i 90-tych, w obecnym stuleciu masa lodu w Europie zaczyna już spadać. W pozostałych regionach masa lodu spadała. Przyrost w Europie spowodowany był znacznym wzrostem zimowych opadów śniegu w Skandynawii na skutek nasilenia oscylacji północnoatlantyckiej.

Rysunek 13. Letnie minimum zasięgu lodu morskiego w Arktyce (Comiso, 2002), wartości roczne - linia czarna, wartości wygładzone - linia niebieska ciągła, - trend liniowy - linia niebieska przerywana.

Rysunek 14. Całkowita ilość lodu w lodowcach i czapach lodowych w wybranych regionach (Dyurgerov i Meier, 2005).

Spodziewanym, z punktu widzenia teorii antropogenicznego ocieplenia, efektem wzrostu stężenia gazów szklarniowych w atmosferze jest wzrost temperatury w troposferze przy jednoczesnym spadku w stratosferze. W przejściowym okresie ocieplania spodziewane jest też większy wzrost temperatury na lądach w porównaniu z oceanami. Podobnie spodziewany jest szybszy wzrost temperatury na półkuli północnej, tam gdzie powierzchnia lądów jest większa, niż nad półkulą południową (Cubasch i in., 2001; Hegerl i in., 2007). Efekt ochłodzenia wiązany z aerozolem

siarczanowym powinien być silniejszy na półkuli północnej, bo tam jest więcej źródeł tego aerozolu i w związku z tym jego ilość w powietrzu również jest większa. Ocieplenie w troposferze i ochłodzenie stratosfery wynika też ze zmian zawartości ozonu - wzrostowym trendem jego stężenia w troposferze, gdzie jest gazem szklarniowym, i malejącym w stratosferze, gdzie jego stężenie spada. Wszystkie te efekty są obserwowane i stanowią przesłanki świadczące na korzyść hipotezy o współudziale człowieka we współczesnym ociepleniu.

Wpływ zwiększonej aktywności słonecznej nie powinien wywołać ochłodzenia w stratosferze (Cubasch i in., 1997). Pomiary stałej słonecznej z przestrzeni kosmicznej prowadzone są od prawie 30 lat, co obejmuje zaledwie kilka cykli plam słonecznych. Zmiany stałej słonecznej są niewielkie. Wielu naukowców ocenia, że bezpośredni wpływ zmian stałej słonecznej mógłby spowodować wahania temperatury przy powierzchni Ziemi rzędu 0,1°C. To dwa kolejne punkty na korzyść hipotezy antropogenicznej przyczyny. Jednak cykl słoneczny, a dokładnie promieniowanie kosmiczne, ma także wpływ na globalne zachmurzenie (Marsh i Svensmark, 2000). Wpływ zachmurzenia na temperaturę może być bardzo różny, zależnie od jego rodzaju. Istnieje też prawdopodobnie związek między stałą słoneczną a QBO (Quasi-Biennial Oscillation, Salby i Callahan, 2004), a wpływ QBO na klimat jest stale dużą niewiadomą. To duży znak zapytania.

O ociepleniu świadczy też wiele zjawisk obserwowanych w biosferze. Mają one bardziej lokalny charakter niż efekty klimatyczne, bo dotyczą pojedynczych zbiorowisk roślinnych, czy ekosystemów. Pojawiło się wiele prac badających terminy pojawów fenologicznych. Te wczesno-wiosenne, wiosenne i letnie pojawiają się wcześniej, te jesienne opóźniają się. Wydłuża się okres wegetacyjny, zmienia się długość termicznych pór roku, dlatego zmienia się cykl życiowy tych roślin i zwierząt, których aktywność jest sterowana silnie przez temperaturę. Te, których aktywność zależy w większym stopniu od ilości światła (długości dnia) nie zmieniają swojego cyklu życiowego. Kolejną przesłanką wskazującą na ocieplenie jest przesuwanie się zasięgów występowania pojedynczych gatunków lub całych ekosystemów.

4. Podsumowanie

W świetle wszystkich tych argumentów zaprzeczanie ocieplaniu się klimatu wydaje się być całkowicie nieuzasadnione. Sporo przesłanek wskazuje, że spora jego część jest spowodowana przez człowieka, więcej niż wskazywałby na przeciwną tezę. Proces jednak jest poszlakowy.

Ilość dwutlenku węgla w atmosferze wzrosła o około jedną trzecią wartości z początku ery przemysłowej. Zmiany składu izotopowego węgla zawartego w powietrzu świadczą o tym, że spora część dodatkowego węgla jest skutkiem spalania paliw kopalnych. Ten zastrzyk związany z gwałtownym powrotem do atmosfery węgla gromadzonego przez miliony lat pod powierzchnią Ziemi zaburzył dotychczasową równowagę przepływów węgla między jego zbiornikami na kuli ziemskiej. Istnieje jasny mechanizm, uzasadniony prawami fizycznymi, wiążący wzrost zawartości dwutlenku węgla z

ociepleniem. Hipoteza, że znaczna część ocieplenia wywołana jest przez człowieka jest dobrze umocowana i brak w niej sprzeczności. To do mnie osobiście przemawia.

Z tego nie wynika jednak, jaka część obserwowanych zmian jest skutkiem zmian antropogenicznych, a jaka naturalnych. Historia klimatu wskazuje, że zmiany naturalne wiążą się z oscylowaniem wokół jakiegoś stanu średniego, zmiany antropogeniczne mają charakter zmian jednokierunkowych, przynajmniej dopóki nie zostanie przekroczona jakaś wartość krytyczna. W takiej sytuacji klimat może w szybkim czasie ulec gwałtownemu przejściu do innego stanu. To właśnie ta jednokierunkowość zmian budzi niepokój. Jeśli ten antropogeniczny czynnik jest stały (co do kierunku zmian), to nawet jeśli nie jest silny, musi w końcu spowodować znaczne odejście od tego co dziś nazywamy stanem równowagi.

5. Bibliografia:

Bottomley, M., et al., 1990: Global Ocean Surface Temperature Atlas “GOSTA”. HMSO, London, 20 pp.+iv, 313 plates.

Brohan, P., i in., 2006: Uncertainty estimates in regional and global observed temperature changes: A new dataset from 1850. J. Geophys. Res., 111, D12106, doi:10.1029/2005JD006548.

Brönnimann, S., i in., 2004: Extreme climate of the global troposphere and stratosphere in 1940–42 related to El Niño. Nature, 431, doi:10.1038/nature02982.

Cantolla A. U., 2003, Historia del Clima de la Tierra, Servicio Central de Publicaciones del Gobierno Vasco

Caspersen, J.P., S.W. Pacala, J. Jenkins, G.C. Hurtt, P.R. Moorcroft, R.A. Birdsey, 2000: Contributions of land-use history to carbon accumulation in U.S. forests. Science, 290, 1148-1151.

Ciais, P., P.P. Tans, M. Trolier, 1995a: A large northern-hemisphere terrestrial CO2 sink indicated by the 13C/12C ratio of atmospheric CO2. Science, 269, 1098-1102.

Ciais, P., P.P. Tans, J.W.C. White, M. Trolier, R.J. Francey, J.A. Berry, D.R. Randall, P.J. Sellers, J.G. Collatz, D.S. Schimel, 1995b: Partitioning of ocean and land uptake of CO2 as inferred by δ13C measurements from the NOAA Climate Monitoring and Diagnostics Laboratory Global Air Sampling Network. Journal of Geophysical Research-Atmospheres, 100, 5051-5070.

Comiso, J.C., 2002: A rapidly declining perennial sea ice cover in the Arctic. Geophys. Res. Lett., 29, 1956–1959.

Cubasch, U., i in., 1997: Simulation of the infl uence of solar radiation variations on the global climate with an ocean-atmosphere general circulation model. Clim. Dyn., 13(11), 757–767.

Cubasch, U., i in., 2001: Projections of future climate change. W: Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate

Change [Houghton, J.T., i in.,. (ed.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 99–181.

Denman, K.L., G. Brasseur, A. Chidthaisong, P. Ciais, P.M. Cox, R.E. Dickinson, D. Hauglustaine, C. Heinze, E. Holland, D System and Biogeochemistry. W: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor, H.L. Miller (ed.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.. Jacob, U. Lohmann, S Ramachandran, P.L. da Silva Dias, S.C. Wofsy, X. Zhang, 2007: Couplings Between Changes in the Climate

Dyurgerov, M., M.F. Meier, 2005: Glaciers and the Changing Earth System: A 2004 Snapshot. Occasional Paper 58, Institute of Arctic and Alpine Research, University of Colorado, Boulder, CO, 118 pp.

Enfield, D.B., A.M. Mestas-Nuñez, and P.J Trimble, 2001: The Atlantic Multidecadal Oscillation and its relation to rainfall and river fl ows in the continental US. Geophys. Res. Lett., 28, 2077–2080.

Folland, C.K., et al., 1999: Large scale modes of ocean surface temperature since the late nineteenth century. In: Beyond El Niño: Decadal and Interdecadal Climate Variability [Navarra, A. (ed.)]. Springer-Verlag, Berlin, pp. 73–102.

Groisman, P.Ya., i in. 2005: Trends in intense precipitation in the climate record. J. Clim., 18, 1326–1350.

Hansen, J., i in., 2001: A closer look at United States and global surface temperature change. J. Geophys. Res., 106, 23947–23963.

Hegerl, G.C., F. W. Zwiers, P. Braconnot, N.P. Gillett, Y. Luo, J.A. Marengo Orsini, N. Nicholls, J.E. Penner, P.A. Stott, 2007: Understanding and Attributing Climate Change. W: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor, H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.

Karl, T.R., S.J. Hassol, C.D. Miller, and W.L. Murray (ed.), 2006: Temperature Trends in the Lower Atmosphere: Steps for Understanding and Reconciling Differences. A report by the Climate Change Science Program and Subcommittee on Global Change Research, Washington, DC, 180 pp., http://www.climatescience.gov/Library/sap/sap1-1/ finalreport/default.htm.

Keeling, C.D., R.B. Bacastow, P.P. Tans, 1980: Predicted shift in the 13C-12C ratio of atmospheric carbon-dioxide. Geophys. Res. Lett., 7, 505-508.

Keeling, C.D, A.F. Bollenbacher, T.P. Whorf. 2005. Monthly atmospheric 13C/12C isotopic ratios for 10 SIO stations. In Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tenn., U.S.A.

Lemke, P., J. Ren, R.B. Alley, I. Allison, J. Carrasco, G. Flato, Y. Fujii, G. Kaser, P. Mote, R.H. Thomas, T. Zhang, 2007: Observations: Changes in Snow, Ice and Frozen Ground. W: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor, H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.

Lugina, K.M., i in., 2005: Monthly surface air temperature time series area-averaged over the 30-degree latitudinal belts of the globe, 1881-2004. W: Trends: A Compendium of Data on Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, US Department of Energy, Oak Ridge, TN, http://cdiac.esd.ornl.gov/trends/temp/lugina/lugina.html.

Manning, A.C., R.F. Keeling, 2006: Global oceanic and land biotic carbon sinks from the Scripps atmospheric oxygen flask sampling network. Tellus, 58B, 95–116.

Manning, M.R., A. Gomez, G.W. Brailsford, 1997: Annex B11: The New Zealand CO2 measurement programme. W: Report of the Ninth WMO Meeting of Experts on Carbon Dioxide Concentration and Related Tracer Measurement Techniques. WMO Global Atmosphere Watch No. 132; WMO TD No. 952, Commonwealth Scientific and Industrial Research Organisation, Melbourne, pp. 120–123.

Marsh, N.D., H. Svensmark, 2000b: Cosmic rays, clouds, and climate. Space Sci. Rev., 94, 215–230.

Prentice, I.C. i in., 2001: The carbon cycle and atmospheric carbon dioxide. W: Climate Change 2001: The Scientifi c Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Houghton, J.T., i in.. (ed.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 184–238.

Ramaswamy, V., i in.., 2001: Radiative forcing of climate change. W: Climate Change 2001: The Scientifi c Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Houghton, J.T., et al. (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 349–416.

Rayner, N.A., i in., 2006: Improved analyses of changes and uncertainties in sea surface temperature measured in situ since the mid-nineteenth century: the HadSST2 dataset. J. Clim., 19, 446–469.

Salby, M., P. Callaghan, 2004: Evidence of the solar cycle in the general circulation of the stratosphere. J. Clim., 17, 34–46.

Sarmiento, J.L., N. Gruber, 2002: Sinks for anthropogenic carbon. Physics Today, August 2002, 30-36.

Schlesinger, W., J. Lichter, 2001: Limited carbon storage in soil and litter of experimental forest plots under elevated atmospheric CO2. Nature, 411, 466-469.

Smith, T.M., R.W. Reynolds, 2005: A global merged land and sea surface temperature reconstruction based on historical observations (1880–1997). J. Clim., 18, 2021–2036.

Stern, D.I., 2005: Global sulfur emissions from 1850 to 2000. Chemosphere, 58, 163–175.

Tans, P.P., J.A. Berry, R.F. Keeling, 1993: Oceanic 13C/12C observations - a new window on ocean CO2 uptake. Global Biogeochemical Cycles, 7, 353-368.

Trenberth, K.E., J. Fasullo, L. Smith, 2005a: Trends and variability in column integrated atmospheric water vapor. Clim. Dyn., 24, 741-758.

Trenberth, K.E., P.D. Jones, P. Ambenje, R. Bojariu, D. Easterling, A. Klein Tank, D. Parker, F. Rahimzadeh, J.A. Renwick, M. Rusticucci, B. Soden P. Zhai, 2007: Observations: Surface and Atmospheric Climate Change. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S.,D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor, H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.