Den här sidan innehåller en kort introduktion till Jordens klimat. Det börjar med den globala energibudgeten, och beskriver sen jordens atmosfärs cirkulation som respons till det. Den behandlar jordens klimatsystem som en värmepump som tar värme från de tropiska regionerna och pumpar den mot polarregionerna. Introduktionen är indelad i följande sektioner

1. Energibudget
2. Global cirkulation i atmosfären
3. Havscirkulation
4. Interaktion mellan hav och atmosfär
5. Växthuseffekt

För varje balanserad budget gäller att vad som kommer in måste motsvara det som kommer ut. I fallet för planeterna som går i sina banor runt solen betyder det energimässigt att den inkommande solstrålningen måste vara lika stor som den utgående strålningen(ljus, värme,etc). Annars skulle planeten antingen bli varmare eller kallare. Balanseringen av energibudgeten är en fundamental aspekt av klimatsystemet.

Tänk dig en solstråle som träffar jorden vid ekvatorn som i "bild 1". Strålen träffar med ungefär rät vinkel mot jordens yta, så att ytan den sprids över ( area a), är densamma som vidden av strålen. Närmare polerna träffar en ljusstråle med samma vidd en mycket större jordyta (area b), därför att det träffar jordytan med en annan vinkel. Detta betyder att jordytan vid ekvatorn tar emot mera energi från solen per ytenhet än jordytan vid polerna. På liknande sätt kommer en ljusstråle mitt på dagen att lysa upp en mindre yta än när solen är på nedgående. Solen känns därför varmast mitt på dagen.

Figur 1. Solstrålning träffar med en annan vinkel mot jordytan vid polerna än vid ekvatorn. Konsekvensen blir att ytan som en stråle täcker är minst vid ekvatorn och blir större ju närmare polerna den träffar (area b är större än area a).

En del av den infallande solstrålningen (I huvudsak ultraviolett, synligt och kortvågigt infrarött ljus) reflekteras eller sprids medsamma tillbaka till rymden av atmosfären, och en del absorberas av jorden (se "figur 2") Efter att strålningsenergin absorberats återstrålas den fast med en längre våglängd i form av värmestrålning.

Figur 2. Jordens årliga strålningsbudget. Siffrorna är i W/m2(Watt per kvadratmeter), ett mått på energi. Av den inkommande strålningen absorberas 49%(168÷342) av Jordens yta. Värmen returneras till atmosfären i många former (t.ex.avdunstningsprocesser och värmestrålning) Det mesta av den är bakåtspridda värmen absorberas av atmosfären, som sen återstrålas uppåt och nedåt. En del förloras ut i rymden, och en del stannar inom jordens klimatsystem. Det är det som driver växthuseffekten [Figur anpassad från Kiehl & Trenberth, 1997].

Figur 3 visar hur distributionen inkommande (kortvåg) och utgående (longvåg) från jorden emitterad strålning varierar med latituden (avstånd till ekvatorn). Omvänt är polerna de områden som strålar mer än dom tar emot. Detta borde innebära att tropikerna konstant värms upp och polerna konstant kyls ned, men så är det inte. Jorden måste därför kontinuerligt pumpa värme från tropikerna till polerna: det är en värmemaskin. Cirkulationen av jordatmodfären och haven är huvudaktörerna i pumpningsmekanismen. De flyttar ungefär lika mycket energi från ekvatorn till polerna.

Figur 3. Kortvågsstrålning från solen och långvågsstrålning från jorden varierar med latituden. Skillnaden mellan de två visar att jorden absorberar mer energi än den strålar ut i polarregionerna. Detta är en genomsnittsplottning av strålning; vilket innebär att den visar hur strålningen varierar med latitud, men inte med longitud. Om du tänker dig en cirkel runt globen vid varje latitud så är strålningen genomsnittet runt cirkeln. Orsaken till det är att variationen med longitud är mindre intressant än variationen med latitud.

Atmosfärens cirkulation ansvarar för ungefär 50% av energitransporten från tropikerna till polerna. Den grundläggande mekanismen är enkel: Varm luft stiger i tropikerna(konvektion), vilket reducerar trycket vid jordytan och ökar det högre upp. Detta tvingar luft att spridas iväg mot polerna på hög höjd, och luften att sugas in på låg höjd. Allt eftersom varm luft rör sig mot polerna kommer den in i områden där den värms mindre av solstrålning, kyls därför av och sjunker, och kompletterar därmed cirkulationen.

Om jorden inte roterade skulle vi se väldigt enkla mönster: Varm luft skulle stiga i tropikerna, förflytta sig från ekvatorn, gradvis kylas av, sjunka från hög höjd nära polerna, och slutligen återcirkuleras när jordytan mot ekvatorn (se figur 4).

Figur 4. Om jorden inte roterade skulle tropisk luft stiga, röra sig mot en pol, kallna och sjunka innan den återvänder mot ekvatorn. Det dominerande flödet vid alla höjder skulle vara längs longitudinella linjer.

Jordens rotation komplicerar det hela. För varje punkt på jordens yta som gör en hel rotation måste den förflytta sig en längre sträcka vid ekvatorn (2 π gånger radien på jorden: 6371 km) än vid mellanlatituder. Och vid polerna behöver den inte förflytta sig alls, bara rotera. Hastighet definieras som avstånd delat med tid, så för en hel rotation på 24 timmar betyder det att hastigheten vid jordytan är störst vid ekvatorn, och minskar med ökande latitud.

Tänk dig nu en kanonkula som skjuts norrut från ekvatorn. Till dess nordriktade hastighet har kanonkulan ochså samma östliga hastighet som den hade vid utskjutningen vid ekvatorn. Men, efterhand som den rör sig norrut rör sig jordytan under den relativt långsammare i östlig riktning( som visas i figur 5 nedan). Detta kallas Coriolis-effekt eller Coriolis-kraft efter den Franske ingenjören Gustave-Gaspard Coriolis som upptäckte det (Kanonkula och allt) år 1835. Coriolis-kraften är orsaken till att den nordgående luften i högre luftskikt även rör sig från väst till öst, medan ekvatorvindarna rör sig från öst till väst. I tropikerna är dessa vindar kända som nordostpassagen eller sydostpassagen och användes förr för seglingstransport av gods mellan kontinenterna.

Figur 5. Animering som visar Coriolis-effekten. Håll ett öga på den vita punkten(tomten, kanske), som rör sig i en rak linje i förhållande till en stationär betraktare ovanför nordpolen (du i det här fallet). Men från ett perspektiv på den roterande jorden verkar punkten röra sig åt höger.

För atmosfären betyder detta att den får en högre västlig hastighet ju längre norrut den kommer. Hastigheten når sitt maximum i de subtropiska jetströmmarna där lufthastigheten typiskt är 40m/s i den övre troposfären. Med så stora vertikala hastighetsgradienter blir luften instabil, och vågor utvecklas i det västliga flödet. Vi upplever dem som lågtryckssystem som regelbundet passerar över norra europa. Dessa system blandar transport av värme mot polen och skapar så kallade Ferell celler, som roterar i motsatt riktning till Hadley celler.

I polarregionerna liknar cirkulationsmönstret en Hadleycell, och kallas polarcell, Den drivs av stigande varm luft och sjunkande kall luft. Jetströmmen på medellatituder hittas i den övre troposfären där Ferrellceller och polarceller möts.

Figur 6. Idealisering av Jordens atmosfäriska cirkulation. Luft värms upp i tropikerna och stiger, driver sen norrut innan den sjunker omkring 30° norr och söder i Hadley Cellens cirkulation. Vid jordytan är luftflödet östligt och känt som passadvindar. Vid mellanlatituderna (ungfär 30°-60°) domineras cirkulationen av storskalig vågaktivitet och utomtropiska stormar (anledningen till att det Europeiska vädret är så upprört), som uppträder i Ferrell Cellen. Vid högre latituder kalls den enkla återvändande konvektionsdrivna cirkulation för polarcell. Regioner med högt och lågt lufttryck vid jordytan är markerade med "H" respektive "L".

Du kan läsa mer om atmosfärens cirkulation i:

• Moln och regn
• Den dagliga cykeln
• Årstidcykeln
• Land och Hav
• Tropikerna
• Mellanlatituderna
• Polarregioner

Cirkulationen i haven ansvarar för ungefär 50% av energitransporten från tropikerna till polerna. På liknande sätt som i atmosfären drivs cirkulationen av varmt ytvatten i tropikerna och svalnande vatten vid polerna. Kallt ytvatten rör sig mot ekvatorn och varmt ytvatten rör sig mot polerna. De totala cirkulationsmönstren i haven kallas för den termohalina cirkulationen (se Figur 15), därför att vattnet fryser och lämnar kvar sitt salt, vilket gör att det kvarvarande vattnet saltare och därmed tyngre. Till exempel så kommer Nordatlantens djupvatten från den grönländska sjön där vattnet är både väldigt salt och kallt, och sjunker därmed och sprids mot ekvatorn.

Detta betyder att den tredimensionella havsstrukturen är mycket komplicerad, och hittills, finns bara lite kunskap om den. Figur 7 visar en starkt förenklad vy av hur världens hav cirkulerar. För en individuell vattenmolekyl tar det ungefär tusen år att genomföra en komplett cirkulation.

Figur 7. Den globala havscirkulationen (starkt förenklad). Även känd som "the oceanic conveyor". Källa: www.CLIVAR.org. Den röda delen av havsströmmen representerar transporten av varmt vatten i de översta 1000m av havet, och den blå delen representerar det kalla vattnet under thermoklinen.

Havet har en stor kapacitet att lagra värme än atmosfären, vilket betyder att det reagerar långsammare än atmosfären på förändringar i balansen av inkommande och utgående strålning. Det betyder att havstemperaturen ändras långsammare än atmosfärens temperatur, oavsett vilken tidsperiod man väljer: dagligen, säsongsmässigt eller mer långsiktigt klimat.

Haven och atmosfären interagerar på många olika sätt. Det kan vara en utväxling av värme, salt, vatten och rörelse mellan dem.

När vinden blåser över havet kommer en del av luftens rörelseenergi att överföras (vindhastigheten minskar) till ytlagret på havet, vilket delvis driver havsströmmar. Vatten avdunstar lättare till varm luft, speciellt om det är blåsigt. När vatten avdunstar tar det värme från havet. Om det sen kondenserar till droppar så frisläpps värmen i atmosfären. Detta är en av grundmekanismerna för orkaner att få energi.

Salt kommer kontinuerligt till haven genom att vattendrag löser ut salt från kontinenterna. Vattendrag tar även med sig lösta mineraler från jord och sten som det rinner över. Mineralerna avsätts som sediment på havsbotten. Vatten som avdunstar eller fryser på havsytan medför att det kvarvarande vattnet blir saltare. Men regn, som inte är salt, späder ut havsytans saltkoncentration. Dessutom kan salta vattendroppar blåsa upp i luften, och bli bilda grunden för molndroppar.

Luften och havet utväxlar värme kontinuerligt. Eftersom havet har större värmekapacitet tar det längre för havet att reagera på ändringar i den inkommande strålningen, vilket gör att havets temperatur ändras långsamt. Det betyder att havsytan vanligen har en annan temperatur än luften omedelbart ovanför ytan, och att värme utväxlas mellan havet och luften.

Det finns många återkopplingsmekanismer mellan havet och atmosfären. Till exempel kan avdunstande vatten kondenseras till vattendroppar i atmosfären och bilda moln. Moln reflekterar både inkommande och utgående strålning (varför molniga nätter känns varmare än klara nätter) vilket påverkar havets yttemperatur.

På 1800-talet förklarade flera forskare (som Joseph Fourier) att atmosfären kan, som ett vanligt växthus, behålla energi som strålats in utifrån. Växthusanalogin är inte speciellt exakt, men fastnade verkligen som uttryck.

På 1860-talet förklarade John Tyndall att vissa gaser, inklusive vattenånga och koldioxid (CO₂),inte påverkar synligt ljus, men absorberar långvågig strålning (infrarött, värme). Han föreslog att dessa gaser fungerar som isolering till jorden.

Den faktiska processen fungerar så här (se figur 2): Inkommande synligt ljus reflekteras (till exempel av moln, eller flygplan), eller passerar obehindrat genom atmosfären, och absorberas av jordytan som då värms upp. Jordytan strålar ut värme tillbaks till atmosfären, där den kan skickas vidare ut i rymden, eller reflekteras igen, eller, eftersom den nu har längre våglängd än tidigare, absorberas av vattenånga, koldioxid, metan eller någon annan växthusgas i atmosfären. Efterhand som vattenånga, metan- och koldioxidmolekyler absorberar den långvågiga strålningen värms de upp, och emmiterar långvågig strålning i alla rktningar. En del förloras ut i rymden, men en del strålar tillbaks till jordytan, som återigen värms upp.

Detta är en naturligt förkommande process som hjälper till att hålla jorden tillräckligt varm för att vatten ska kunna förekomma i vätskeform. Utan växthusgaser skulle medeltemperaturen vid jordytan vara -17ºC, 33ºC kallare än det är nu!

Vad händer då om koncentrationen av de isolerande gaserna ökar? Man skulle kunna förvänta sig att den beskrivna processen intensifieras. Faktum är att det är precis vad den Svenske nobelpristagaren och kemisten Svante Arrhenius beskrev 1896. Genom att veta hur CO₂ absorberar strålning från jordytan, kunde han beräkna vad som skulle hända om mängden CO₂ fördubblades i atmosfären. Han uppskattade att en fördubbling av CO2 skulle leda till en genomsnittlig global temperaturhöjning på 2°C vid jordytan. Detta är konsistent med nuvarande prognoser.

Den här ansatsen, som är en första gissning, tar inte hänsyn till några återkopplingsprocesser. Återkopplingsprocesser, där det som kommer ut ur processen påverkar det som går in i samma process. Ibland har återkopplingen en motverkande effekt (negativ återkoppling), och ibland har den en förstärkande effekt(Positiv återkoppling). Exempel på negativ återkoppling är temperaturregleringen i din kropp: när du blir för varm startar olika mekanismer (t.ex. svettning) för att kyla ner dig. Ett vanligt exempel på positiv återkoppling är när någon har en mikrofon för nära en högtalare vid ett framträdande. När man sedan sjunger eller talar i mikrofonen kommer ljudet ut ur högtalaren förstärkt och går sen in i mikrofonen igen, och förstärks igen etc, vilket resulterar i ett öronbedövande tjutande ljud.

Det finns många exempel på återkoppling i ett klimatsystem. Ett exempel på positiv återkoppling är: Om atmosfären blir varmare smälter is. Is reflekterar mycket av den inkommande solstrålningen. så om isen smälter medför det att mindre ljus reflekteras och mer absorberas av jordytan och atmosfären blir varmare. Ett exempel på negativ återkoppling är: om det blir mer koldioxid i atmosfären kommer växterna att växa fortare och absorbera mer koldioxid samt efterhand reducera mängden koldioxid i atmosfären.

På grund av komplexiteten och förekomsten av återkopplingar i klimatsystemet måste vi representera hela systemet så noggrant som möjligt för att kunna simulera förändringar. Vi måste förstå hur och var återkoppling förekommer samt hur sannolika de är.

Du kan läsa mer om möjliga återkopplingar vid ökande koldioxidkoncentration i:

• Koldioxid och klimatförändring

Moln och nederbörd (regn eller snö) bildas i huvudsak där varm fuktig luft tvingas att stiga. Efterhand som luften stiger utvidgas den och kyls av, och mängden vattenånga som den kan hålla minskar. Överskottsvatten kondenseras och bildar droppar, som vi ser som moln, och kan bli tillräckligt stora att de faller ner som regn eller snö. Figur 8 visar att huvudregionerna för stigande luft är i tropikerna och vid mellanlatituderna (omkring 0°-60°), medan huvudregionen för sjunkande luft är de torra och ofruktbara polerna och de subtropiska områdena.

Figur 8. Sattelitbild av moln vid 1830 GMT on 22/4/2003. Copyright 2003 EUMETSAT.

I tropikerna stiger luften snabbt och stora cumulonimbusmoln bildas (åskmoln). De når över 10km höjd och grupperar sig ofta i klungor så, i Figur 8, molnen i, tropikerna är tydligt markerade som en lång sträng av moln. De bildas företrädesvis över haven, där det finns varmt vatten som avdunstar. Vid mellanlatituderna, stiger luften mer lokalt och inte lika högt, vilket resulterar i fler ensamma cumulusmoln.

I Figur 9 kan du se det dagliga mönstret av uppvärmning och nedkylning. Den varmaste delen av jordytan rör sig västerut under dagen. Du kan även se att havets yttemperatur inte varierar på långa vägar lika mycket under dagen som temperaturen på land (Speciellt i centrum av stora kontinenter, som Afrika), eftersom det tar längre tid att värma/kyla.

Figur 9. Temperaturområden från climateprediction.net modellen i timintervall över dagen. Du kan se hur landområdena värms upp och kyls ned mer än havsytan.

Årstidscykeln i atmosfären drivs av jordens axel inte ligger i rät vinkel mot solen (De lutar 23°). Det betyder att olika latituder får olika mycket solstrålning. Vid höst- och vårdagjämningen lyser solen rakt ovanifrån vid ekvatorn. Vid sommarsolståndet är solen över kräftans vandkrets i tropikerna, och vid vintersolståndet i December över stenbockens vändkrets. det betyder att i Juni, Juli och Augusti (sommar på norra halvklotet) är det norra halvklotet varmare än det södra. Det omvända inträffar i November, December och Januari då det södra halvklotet är varmare än det norra. Detta inträffar inte symmetriskt runt solstånden eftersom klimatsystemet har en viss tröghet eller eftersläpning: det tar en viss tid att värma upp eller kyla ner klimatsystemet.

Figur 10.Temperaturområden från climateprediction.net modellen med månadsintervall över ett år. Du kan se ITCZ(markerad av de högsta temperaturerna) oscillera i tropikerna mellan kräftans och Stenbockens vändkrets.

Årstidscykeln har många effekter på klimatet. I Figur 10 kan du se ITCZ flytta sig norrut och söderut med årstiderna. Hela det cirkulationsmönstret i atmosfären följer med. Det finns även småskaliga effekter, t.ex. monsuner. Tropiska cykloner dyker bara upp när haven är som varmast vid slutet av sommarsäsongen.

Distributionen av land och vatten förvränger den enkla bilden av global cirkulation; Land värms upp och kyls ner snabbare än vatte, vilket i en större skala leder till den Asiatiska monsunen och i mindre skala till sjöbris som är ett vanligt fenomen vid kusterna, där vinden under dagen blåser från havet, men från land under natten. Förekomsten av kontinenter som delar upp haven stör förstås havscirkulationen. Förkomsten av bergskedjor avleder atmosfärens flöde (t.ex. Himalaya påverkar monsunmönstret), medan mönster med nederbörd bestäms i huvudsak av land-hav kontraster, kontinentala landmassor, bergskedjor etc.

Det finns mindre landmassor på södra halvklotet än på det norra halvklotet, så den atmosfäriska cirkulationen är enklare. T.ex. är "storm tracks" mer kontinuerliga runt jorden.

Tropikerna, definieras som området mellan kräftans och stenbockens vändkrest, har ett klimat som domineras av storskalig konvektion associerad med "Inter-Tropical Convergence Zone" ITCZ). Zonen rör sig med årstiderna, efter vilken latitud som är närmast solen. Vid vår och höstdagjämning är solen närmast ekvatorn, vid vintersolståndet i December är solen närmast Stenbockens vändkrest och i Juni närmast kräftans vändkrets. Den snabbast stigande varma luften hittas vid bildandet av cumulonimbus moln i ITCZ. Dom är ofta källa till våldsamma regn och åskoväder i tropikerna.

Tropiskt klimat är normalt varmt och fuktigt och uppvisar mindre årstidspåverkan på temperatur än icketropiska klimat. Å andra sidan kan andra egenskaper, som regn och vindmönster uppvisa en påfallande regelbundenhet, så som monsunerna.

De mest dramatiska vädersystemen i tropikerna är de tropiska cyklonerna: kallas orkaner över Atlanten, i Karibien och östra Stilla havet, cykloner över Indiska oceanen och tyfoner över nordvästra Stilla havet. De är lågtryckssystem, typiskt 200-2000 km stora, med vindhastigheter på över 120 km/timme. De består av djupa cumulonimbusmoln, upp till 12 km höga, som roterar runt ett centralt orkanöga där luften är klar och nedåtgående. De bildas över varma tropiska hav, men kan inte bildas närmare ekvatorn än 5° eftersom corioliskraften är för svag. De löses snabbt upp över land eftersom dom då avstängs från sin energikälla med varmt vatten.

Figur 11. Orkanen Lili 2002.10.02 i Mexikanska golfen.

Modellen som vi använder är inte så bra på att producera orkaner eftersom upplösningen är för grov för att de relevanta processerna ska utvecklas.

Monsunen är en annan viktig egenskap hos det tropiska klimatet, och är ett resultat av land/hav skillnader och årstider. Kontinentala landmassor kyls ner och värms upp snabbare än hav eftersom landmassornas värmelagringskapacitet är lägre. Det betyder att på vintern är luften över kontinenterna kallare än luften över haven. Den process som orsakar den storskaliga atmosfäriska cirkulationen är därmed igång, med uppstigande luft över haven, nedstigande luft över kontinenterna och luftflöde vid jordytan från kontinenterna mot haven. På sommaren händer det motsatta. Dessa årstidsbundna reverserande vindar kallas monsun (ordet kommer från det arabiska ordet för årstid, mauism), och har störst påverkan på Indiska oceanen och västra tropiska Stilla havet. Monsunmönstret interagerar med den storskaliga atmosfäriska cirkulationen och påverkas av orografin (jordytans form och struktur, t.ex. Himalaya), som tillsammans producerar komplicerade vädermönster sydvästra Asien.

Mellanlatituderna (ungefär 30°-60°) domineras av vädersystem som bildas när Hadley cellen blir instabil och bryts ner till en serie av alternerande låg- och högtryckssystem. De regioner där de här systemen är koncentrerade är kända som "storm tracks" (stormspår). På södra halvklotet, där det finns lite land, är "storm tracks" ganska kontinuerliga runt jorden. På norra halvklotet hittar man bara "storm tracks" över havet. Det beror på att friktionen är mycket större över den ojämna landytan, vilket bromsar vindar som blåser över den. Figur 12 visar "storm tracks" på norra halvklotet.

Figur 12. "Storm tracks" på det norra halvklotet vintertid (December, Januari & Februari medel mellan 1979-1997). Kvantiteten som visas är ett mått på den kinetiska energin i luften som associeras stormarna. Data från "the ERA15 observational data set"

Klimatet i mellanlatituderna är väldigt årstidsberoende. Det är varmast när solen står som högst på himlen (se figur 1) vid sommarsolståndet. Det styrs även av land och havsmönster. Storbrittanien är varmare än dom flesta andra platser på motsvarande latitud tack vare energin som transporteras norrut av den nordatlantiska havsströmmen och västliga vindar, samt har en mycket mindre årstidscykel än t.ex. Sibirien, därför att det är omringat av vatten som reagerar långsamt på förändringar i den inkommande solstrålningen.

Polarregionerna får minst inkommande solstrålning. Inom de Arktiska/Antarktiska cirklarna råder totalt mörker under en del av året. Istäckena har en viktig återkopplingsfunktion på klimatsystemet eftersom de är väldigt reflekterande; inkommande solstrålning reflekteras tillbaks till rymden innan den kan absorberas ( Se figur 2). Tillfrysningen av vattnen runt polerna är en viktig mekanism som driver den termohalina cirkulationen.

Det är väldigt lite nederbörd över polarregionerna, vilket i huvudsak beror på den nedåtgående luften (se Figur 6). På vintern är det permanent mörkt och väldigt kallt. På sommaren är det permanent ljust och inte fullt så kallt!

Jordens klimat förändras kontinuerligt som resultat av förändringar i den inkommande solstrålningen, kontinenternas mönster, mängden damm i atmosfären, den kemiska kompositionen av atmosfären och många andra faktorer.

En av faktorerna som man tror påverkar yttemperaturen är koncentrationen av koldioxid i atmosfären. Koldioxid är en växthusgas. Det betyder att den inte reflekterar inkommande solstrålning, men den absorberar värmestrålning som den återemitterar, vilket gör att yttemperaturen stiger och atmosfären blir varmare.

Atmosfärens koncentration av koldioxid har ökat under de senaste 200 åren sedan den industriella revolutionen tog fart. Huvudkällan är eldandet av fossila bränslen. Resten orsakas av förändringar i landanvändningen, som avskogning av stora arealer. Figur 13 visar atmosfärens koncentration av koldioxid de senaste 1000 åren (datat kommer från iskärnor, direkta mätningar på senare år,etc. Om du är intresserad av detta så läs ‘The two-mile time machine’ av Richard B. Alley) och diverse uppskattningar över hur koldioxid koncentrationen kommer att ändras de närmase 100 åren, beroende på hur vi reagerar med lagstiftning om koldioxidutsläpp. De koncentrationer som används i modellen climateprediction.net standard och dubblade koldioxideperiment är markerade.

Figur 13. Den globala koncentrationen av CO₂ i miljondelar(ppm) (vänster)i atmosfären mätt över de senaste 1000 åren och uppskattat för de 100 kommande åren (höger). Källa:IPCC Third Assessment Report. CO2 koncentrationerna som används i climateprediction.net experimenten: 282ppm och 564ppm, är markerade.

Vetenskapen är fortfarande osäker på exakt hur jordens klimatsystem kommer att svara mot såna ändringar av koldioxid och andra ändringar av sammansättningen av atmosfären.

Figur14. Atmosfärens Struktur. Luft stiger i den intertropiska konvergenszonen (ITCZ) till toppen av troposfären och sprider sig sen mot polerna. Jetströmmar förekommer just under tropopausen (gränssnittet mellan trposfären och stratosfären) där Hadley- och Ferrellceller, eller Ferrell- och polarceller konvergerar. Regionerna med hög- och lågtryck framgår. I stratosfären är luften mycket stabilare och mindre bra blandad än i troposfären.

Figur15. Förenklad model av den termohalina cirkulationen i haven. Nedanför det välblandade varma ytlagret finns en termoklin: en zon där temperaturen faller snabbt med djupet. Nedanför det är det kallt stabilt djuphav.