Proč v klimatickém systému přibývá energie?

Slunce dodává Zemi převážnou většinu energie, která udržuje její klima. Možnost, že se tento přísun mění, proto patřila k přirozeným otázkám při hledání příčin klimatických změn. William Herschel předložil Královské společnosti v roce 1801 práci, v níž zkoumal příčiny a známky proměnlivého vyzařování světla a tepla ze Slunce. Šlo o otázku proměnlivého zdroje energie, položenou dlouho před vznikem dnešního globálního záznamu oteplování. (Herschel 1801, původní rukopis) (Kopp a Leanová 2011)

Silnější sluneční záření by při stejné odrazivosti dodávalo více energie povrchu i atmosféře. Pohlcené záření ohřívá pevninu a vodu. Povrch pak předává energii spodní vrstvě atmosféry, troposféře, tepelným zářením a stoupáním teplého vzduchu. Další část energie odnáší vypařující se voda. Když vodní pára výše kondenzuje na kapičky, tato energie se uvolní a ohřívá okolní vzduch. (NASA: energetická bilance Země)

Sluneční záření ohřívá také vrstvu nad troposférou, stratosféru. Zde ozon pohlcuje ultrafialové záření, neviditelnou část slunečního světla. Při jeho zesílení se v této vrstvě ukládá více energie. Sluneční změna tak může ohřívat spodní atmosféru prostřednictvím povrchu a současně horní stratosféru prostřednictvím ozonu. (Rind a kol. 2008, úvod a oddíl 4.1.1)

První test měří příkon ze Slunce

Pro tuto hypotézu je podstatné, kolik energie ze Slunce opravdu přichází. Pozorování jeho povrchu poskytuje jen nepřímé vodítko. Tmavé sluneční skvrny místně vyzařování snižují, zatímco jasnější oblasti je zvyšují. Jejich účinky se skládají. Samotný počet skvrn proto ještě neříká, o kolik se změnil příkon pro Zemi. (Kopp a Leanová 2011, oddíl 1)

Družicový přístroj míří na Slunce a měří záření před jeho průchodem atmosférou. Změny mraků nebo CO₂ pod družicí proto jeho měření slunečního příkonu nezvyšují. (Kopp a Leanová 2011, oddíl 2)

Souvislá družicová měření slunečního příkonu začala v roce 1978. Zachytila skutečné změny, včetně přibližně jedenáctiletého cyklu. Kopp a Leanová v rozboru z roku 2011 uvádějí mezi minimy a maximy tehdejších cyklů rozdíl přibližně 0,12 % v měsíčních průměrech. Proměnlivost Slunce se tím stala měřeným vstupem do výpočtů klimatu. Zbývalo zjistit, zda její dlouhodobý průběh odpovídá pozemskému ohřevu. (Kopp a Leanová 2011, obr. 1)

Jak velkou část oteplování lze Slunci přisoudit, zkoumali Leanová a Rind v roce 2008. Porovnali měsíční teploty z let 1889–2006 s průběhem slunečního záření, sopečné činnosti, kolísání Pacifiku a lidských vlivů. Každý z těchto vlivů se měnil jinak a v jinou dobu. Autoři hledali takové velikosti jejich příspěvků a zpoždění teplotní odezvy, aby jejich součet co nejlépe odpovídal měřeným teplotám. Předpokládali přitom, že se jednotlivé odezvy dají přibližně sčítat. (Leanová a Rind 2008, oddíl 2)

Ve výsledku se sluneční cyklus projevil: mezi jeho minimem a maximem vycházela ve třináctiměsíčních průměrech změna globální teploty asi o 0,11 °C. Dlouhodobý příspěvek byl jiný. Pro roky 1979–2005 autoři odhadli sluneční trend −0,004 ± 0,004 °C za deset let. Uvedená statistická nejistota výpočtu nezahrnuje všechny chyby vstupních záznamů. Slunce v tomto rozboru vysvětlovalo malé opakované výkyvy, ale tehdejší růst teploty mu připsat nešlo. (Leanová a Rind 2008, oddíl 3 a tab. 1)

Rozlišení cyklu a trendu je podstatné. Měřitelná odezva na sluneční cyklus sama neurčuje, čím je způsoben dlouhodobý růst teploty. Statistické rozdělení teplot mezi vlivy navíc můžeme prověřit jiným způsobem: sledovat přímo přicházející energii. (Leanová a Rind 2008, oddíl 4)

Hypotéza silnějšího Slunce má pro energii jednoduchou předpověď: více pohlcené energie má následovat po růstu slunečního příkonu. Musíme proto odděleně sledovat záření, které přichází, a část, kterou Země odráží. Při stejném Slunci může planeta získávat více energie také tím, že méně odráží. To už by vyžadovalo změnu vlastností Země, například oblaků nebo povrchu. (NASA: energetická bilance Země)

Takové porovnání provedli Loeb a kolegové pro září 2002 až březen 2020. Přenos energie vyjádřili ve wattech na metr čtvereční, W/m², zprůměrovaných přes plochu celé Země. Jeden watt znamená jeden joule za sekundu. Dopadající sluneční tok měl mírně záporný trend, −0,053 W/m² za deset let. Pohlcený sluneční tok přitom rostl o 0,65 ± 0,17 W/m² za deset let, s 90% intervalem spolehlivosti. (Loeb a kol. 2021, oddíl 3.2)

Směr změny se tedy obrátil proti předpovědi: sluneční energie přicházelo nepatrně méně, ale Země jí pohlcovala více. Růst příkonu ze Slunce je jako vysvětlení tohoto výsledku vyvrácen. Více energie zůstávalo díky poklesu odražené části. Tím se otázka přesunula k oblakům, částicím v atmosféře a vlastnostem povrchu. Jednotlivé naměřené toky uvádí pozorování záření a oceánského ohřevu. (Loeb a kol. 2021)

Druhý test porovnává oteplování v různých výškách

Další předpověď vychází z míst, kde se sluneční energie pohlcuje. Samotné zesílení Slunce s obvyklou změnou jeho spektra, tedy zastoupení různých druhů záření, má ohřívat povrch a troposféru i horní stratosféru. Neznamená to rovnoměrný ohřev celé atmosféry. Velikost odezvy se mění s výškou, polohou a roční dobou. (Rind a kol. 2008)

Tuto odezvu zkoumali Rind a kolegové v roce 2008. Porovnávali výpočty pro období silnějšího a slabšího Slunce a měnili, zda dovolí reagovat teplotě oceánského povrchu a množství ozonu. Tak oddělovali působení přes povrch od působení přes stratosféru. Výpočty zachycovaly oteplování troposféry i výrazný ohřev horní stratosféry. Vznikla tím konkrétní předpověď rozložení změny, kterou lze porovnat s měřením. (Rind a kol. 2008, oddíly 2 a 4)

Měřený dlouhodobý vývoj má jiný tvar. Steinerová a kolegové porovnali družice s dalšími měřeními atmosféry. Za roky 1979–2018 zjistili v globálním průměru oteplení troposféry přibližně o 0,6–0,8 °C, zatímco stratosféra se ochladila přibližně o 1–3 °C. Horní stratosféra se tedy měnila opačným směrem, než očekáváme od samotného zesílení Slunce. Průběh, rozdíly mezi vrstvami a podklady ukazuje pozorování stratosférického ochlazování. (Steinerová a kol. 2020)

Přísnější test porovnává celý obraz změny s více možnými příčinami. Santer a kolegové v roce 2013 použili dvě zpracování družicových teplot za roky 1979–2012. Sledovali tři široké vrstvy od spodní troposféry po dolní stratosféru a jejich změny od jihu k severu. S měřením porovnali modelové výpočty s lidskými vlivy i výpočty s přirozeným kolísáním, změnami Slunce a sopečnou činností. Tím prověřovali také jiné procesy, které mohou dočasně změnit teplotu horních a dolních vrstev opačnými směry. (Santer a kol. 2013, obr. 1 až 4)

Pozorovaný souběh dlouhodobého oteplování troposféry a ochlazování dolní stratosféry, včetně jeho zeměpisného rozložení, se v obou družicových zpracováních shodoval s obrazem lidského působení. Samotné přirozené vlivy jej v testovaných modelech nevysvětlily, ani když autoři připustili větší kolísání Slunce a sopečné činnosti, než jaké nastalo za dobu družicových měření. Rozhodoval tedy společný průběh a rozložení změn, nejen dvě opačná znaménka. (Santer a kol. 2013, výsledky a závěr)

Obě kontroly se doplňují. První zjišťuje, zda přibylo energie přicházející ze Slunce. Druhá zjišťuje, zda se atmosféra mění tak, jak by takový zdroj ohřevu vyžadoval. Sluneční cyklus skutečně ovlivňuje klima, ale silnější Slunce v uvedených obdobích nevysvětluje pozorovaný dlouhodobý ohřev a rozložení teplotních změn. (Loeb a kol. 2021) (Santer a kol. 2013)

Oceán a atmosféra mohou měnit své chování i bez změny Slunce nebo složení vzduchu. Významný krok k pochopení této možnosti udělal Jacob Bjerknes. V roce 1969 porovnal teplé epizody v rovníkovém Tichém oceánu z let 1957–1958, 1963–1964 a 1965–1966. Navázal přitom na své vysvětlení první epizody z roku 1966. Opakované souvislosti mezi teplotou vody a prouděním vzduchu mu umožnily prověřit, zda dříve navržený děj funguje také v dalších letech. (Bjerknes 1969)

Při zeslábnutí pasátů, převládajících východních větrů v tropech, slábne výstup chladnější vody k hladině. Střední a východní rovníkový Pacifik se může oteplit. Teplejší hladina pak mění předávání tepla a vlhkosti vzduchu, tvorbu dešťových oblaků i proudění v atmosféře. Voda a vzduch se tak vzájemně ovlivňují. Bjerknes vysvětloval pozorované epizody, které dnes spojujeme s El Niño, teplou fází tohoto kolísání. (Bjerknes 1969, oddíly 2 až 4)

Tato zkušenost dala otázce příčin oteplování důležitý rozměr: jak velkou změnu může vytvořit samotné kolísání systému? Oceán a atmosféra si mohou přerozdělovat už přítomnou energii. Změny teploty a oblačnosti však ovlivňují také výměnu energie s vesmírem. Tyto dvě cesty je potřeba vysvětlit a ověřit zvlášť. (IPCC AR6, rámeček 3.1 a oddíl 3.7)

Při první cestě oceán předává teplo vzduchu. Vzduch tím získává energii a otepluje se, zatímco voda, která ji odevzdává, se tímto přenosem ochlazuje. Část energie z vody odnáší odpar a uvolní ji v atmosféře, když vodní pára zkondenzuje na kapičky. Skutečná změna teploty vody závisí na součtu všech přísunů a ztrát. Pokud současně pohltí dostatek slunečního záření, může se oteplovat i při předávání tepla vzduchu. (NASA: přenos energie mezi povrchem a atmosférou)

Při druhé cestě se mění, kolik energie zůstává v celé Zemi. Jestliže při stejném slunečním příkonu méně světla odrazí, více ho pohltí. To má oteplující účinek. Stejný směr účinku má menší odchod tepelného záření do vesmíru. Větší odraz nebo větší únik tepelného záření naopak působí ochlazujícím směrem. Oblaky ovlivňují oba odcházející toky, a proto musíme sledovat jejich společný účinek. (NASA: příjem a výdej záření)

První test sčítá změny energie celé Země

Pokud by pozorovaný ohřev vznikal pouze přesunem tepla, přírůstek energie jedné části by musel vyvažovat úbytek jiné. Test proto sčítá změny energie oceánu, atmosféry, pevniny a ledu. Změřené změny teploty vody, vzduchu a půdy převedeme na změny jejich obsahu energie. U ledu započteme také energii potřebnou k tání. Při pouhém přesunu by se přírůstky a úbytky v celkovém součtu vyrušily. (von Schuckmannová a kol. 2023, oddíly 2 až 6)

Globální inventura však za roky 1971–2020 dává kladný součet 381 ± 61 zettajoulů, s přibližně 95% intervalem nejistoty. Vedle oceánu získaly energii také pevnina, atmosféra a tající led. V celé Zemi tedy energie přibyla a samotné přemisťování tepla tento přírůstek nevysvětluje. Měření jednotlivých složek shrnuje pozorování přírůstku energie v klimatickém systému. (von Schuckmannová a kol. 2023)

Další kontrola sleduje, kde a v jakých hloubkách se oceán ohřívá. Takové porovnání zveřejnili Barnett a kolegové v roce 2005 pro změny od roku 1960. Oceány se lišily. V Atlantiku zasahoval zjištěný ohřev do hloubek 700 metrů a více, zatímco v severním Pacifiku se soustředil hlavně do horních 100 metrů. Takové rozdíly poskytují více informací než jediný průměr za celý oceán. Tyto rozdíly v rozložení ohřevu doplňují celkovou bilanci. (Barnett a kol. 2005, obr. 1)

Pro oddělení příčin použili autoři klimatické modely. Ty počítají vývoj oceánu a atmosféry podle fyzikálních vztahů pro proudění a přenos energie. Ve výpočtu lze ponechat Slunce a složení atmosféry beze změny, nebo zadat jejich historický vývoj. Porovnáním těchto pokusů zjistíme, co přidání určitého vlivu změní. (Barnett a kol. 2005)

Autoři hledali stejný prostorový a hloubkový obraz v dlouhém modelovém výpočtu bez měnících se vnějších vlivů. Vznikající kolísání bylo proti pozorování příliš slabé. Nepomohly ani výpočty zahrnující tehdejší změny Slunce a sopečné činnosti. Při zahrnutí lidských vlivů naopak dva různé modely zachytily podstatné rysy ohřevu. Rozhodoval soulad jeho velikosti a rozložení. Výsledek je testem příčin měřeného ohřevu, nikoli popřením existence oceánského kolísání. (Barnett a kol. 2005, obr. 2 a 3)

Jinou otázku přineslo dočasné zpomalení oteplování u povrchu na začátku 21. století. Kosaka a Xie se v roce 2013 ptali, zda je dokáže vysvětlit chladnější rovníkový Pacifik. Pozorovaný průběh shrnuje porovnání sezónních teplot v letech 2002–2012. Pokud zpomalení vzniklo v této oblasti, mělo by zadání její skutečné teploty do modelu vyvolat odpovídající odezvu i jinde. (Kosaka a Xie 2013)

Autoři připravili dva pokusy se stejnými změnami složení atmosféry a slunečního záření. V jednom nechali oceán vyvíjet volně. Ve druhém předepsali naměřený průběh teploty hladiny ve středním a východním rovníkovém Pacifiku, na 8,2 % povrchu Země. Zbytek oceánu a atmosféra se dál vyvíjely podle modelových fyzikálních vztahů. Testovali tedy, co změna této jedné oblasti udělá s širším klimatem. Teplota zadané oblasti byla vstupem, ověřovaným výsledkem byla odezva mimo ni. (Kosaka a Xie 2013, uspořádání pokusů)

Pokus se zadaným Pacifikem zachytil zpomalení růstu globální povrchové teploty i jeho silnější projev v chladné části roku severní polokoule. Obsah tepla v modelovém oceánu přitom dál rostl. Studie tak ukázala konkrétní úlohu přirozeného kolísání: dokáže na čas přibrzdit oteplování vzduchu u povrchu, zatímco klimatický systém dál získává energii. Oba děje se mohou odehrávat současně. (Kosaka a Xie 2013, obr. 1 a rozšířený obr. 3)

Druhý test porovnává změny příjmu a výdeje energie

Přirozené změny oblačnosti a teploty mohou měnit také výměnu energie s vesmírem. Druhý test proto zjišťuje, zda tento děj stačí na naměřený vývoj energetického přebytku. Přebytek je rozdíl mezi příchozím slunečním zářením a součtem odraženého světla a odcházejícího tepelného záření. Z družic sledujeme jednotlivé toky a počítáme, jak se jejich rozdíl mění v čase. (Raghuraman a kol. 2021, úvod a obr. 1)

Má-li celý pozorovaný růst vysvětlit samotné přirozené kolísání, musí být slučitelný s velikostí a trváním změn, které tento proces dokáže vytvořit. Raghuraman a kolegové v roce 2021 porovnali družicový trend z let 2001–2020 s přirozeným kolísáním ve 47 klimatických modelech. V dlouhých výpočtech se oceán a atmosféra vyvíjely volně, zatímco sluneční, sopečné a lidské vlivy zůstávaly stálé. Získali tak 1 293 dvacetiletých úseků, na kterých zkoumali, jak velký trend vytvoří samotné kolísání a jeho vliv na záření. (Raghuraman a kol. 2021)

Bez změny vnějších vlivů modely vytvářely růsty i poklesy bilance soustředěné kolem nuly. Přibližně 95 % přirozeného kolísání dvacetiletých trendů pokrývalo pásmo ±0,19 W/m² za deset let. To je číselná předpověď této varianty hypotézy. Velký růst může vzniknout i náhodou, ale čím dál leží od obvyklého rozsahu, tím méně pravděpodobně. Chybu družicového měření autoři zahrnuli do testu zvlášť. (Raghuraman a kol. 2021, obr. 2a)

Družicový růst energetického přebytku činil 0,38 W/m² za deset let. Autoři mu v tomto porovnání přisoudili nejistotu měření ±0,20 W/m² za deset let, odpovídající přibližně 95% rozsahu předpokládaných chyb přístrojů. Při použitých odhadech přirozeného kolísání a chyby měření vyšla pravděpodobnost takového výsledku bez měnícího se vnějšího působení pod 1 %. Tento test doplňuje starší oceánská porovnání o další období a veličinu. Samotné přirozené kolísání jako úplné vysvětlení neobstálo, jeho vliv na jednotlivá desetiletí a rozmístění tepla zůstává. (Raghuraman a kol. 2021, obr. 2)

Příběh tohoto vysvětlení začal otázkou, jak atmosféra ovlivňuje teplotu Země. Fourier v práci vydané roku 1827 rozebíral rozdíl mezi příchodem slunečního záření a odchodem tepla ze Země. Vzdušný obal podle něj měnil podmínky, za kterých povrch energii odevzdává. K vysvětlení změn klimatu bylo potřeba zjistit, které složky vzduchu mají tento účinek a jak jej jejich množství mění. (Fourier 1827)

John Tyndall v práci z roku 1861 popsal pokusy, při kterých nechával tepelné záření procházet trubicí naplněnou různými plyny. Porovnával, kolik záření projde prázdnou trubicí a kolik po vpuštění plynu. Dusík a kyslík je propouštěly mnohem lépe než vodní pára nebo oxid uhličitý. Tím ukázal, že i vedlejší složka vzduchu může výrazně ovlivnit přenos tepelného záření. Z výsledků také odvodil, že proměny těchto složek mohou měnit klima. (Tyndall 1861, popis pokusu a závěr)

Svante Arrhenius v roce 1896 převedl tuto možnost na výpočet. Zkoumal, jak by při různém množství CO₂ vycházela teplota povrchu, a zapojil také vodní páru a rozdíly mezi zeměpisnými šířkami. Původní otázka se týkala vysvětlení velkých změn klimatu v minulosti. Významným posunem bylo, že z vlastností plynů odvozoval číselný účinek na teplotu. Vysvětlení tak začalo určovat také velikost změny, kterou je třeba hledat v přírodě. (Arrhenius 1896)

Guy Stewart Callendar v roce 1938 obrátil pozornost ke spalování paliv. Spojil odhady přidaného CO₂, údaje o jeho množství ve vzduchu a teplotní záznamy přibližně 200 stanic. Vypočítal tehdejší příspěvek CO₂ k oteplování asi 0,003 °C ročně a porovnal jej s odhadovaným růstem teploty asi 0,005 °C ročně za předchozí půlstoletí. Předložil tak konkrétní hypotézu, že člověk už mění teplotu planety. Tato čísla patří k jeho historickému výpočtu a tehdejším podkladům. (Callendar 1938)

Výpočet se postupně rozšiřoval o děje, které určují teplotu celé atmosféry. Manabe a Wetherald v roce 1967 spojili přenos záření s vertikálním přenosem tepla a s vlhkostí. Pro zdvojnásobení CO₂ při zachované relativní vlhkosti dostali oteplení povrchu přibližně o 2 °C. Relativní vlhkost vyjadřuje, jak blízko je vzduch nasycení vodní párou. Tento předpoklad dovoloval množství páry s oteplením růst, a tím zesilovat počáteční účinek CO₂. (Manabe a Wetherald 1967)

Proč se povrch otepluje a stratosféra chladne

CO₂ pohlcuje část tepelného záření a sám vyzařuje do různých směrů. Jeho přibývání proto mění průchod záření atmosférou i vyzařování jednotlivých vrstev. Při původní teplotě povrchu a spodní atmosféry vychází celkový odchod energie do vesmíru menší. Pokud Slunce dodává stejně jako předtím, příjem převýší výdej. Přebytek ohřívá povrch a troposféru. Oteplování postupně zesiluje vyzařování, takže při stálém složení atmosféry může vzniknout nová rovnováha při vyšší teplotě. (Manabe 1983, s. 45–47)

Stratosféra má vlastní příjem a výdej energie. CO₂ jí pomáhá energii vyzařovat. Když ho přibude, při původní teplotě se zesílí její ztráta energie zářením a vrstva chladne. Současně ji ohřívá ozon, který pohlcuje sluneční ultrafialové záření. Lidskou činností vyvolaný úbytek ozonu tento ohřev oslabil, což významně přispělo k ochlazování dolní stratosféry. Odlišné změny teploty dole a nahoře tedy vyplývají z toho, jak se v každé vrstvě změní příjem a výdej. (Manabe 1983, s. 47) (Santer a kol. 2013)

Obrázek spojuje tento děj se dvěma testy. První hledá přímo změnu záření způsobenou CO₂. Druhý ověřuje, zda rozložení teplotních změn odpovídá společnému lidskému působení. V obou případech nejprve potřebujeme určit předpověď, potom provést porovnání s měřením.

První test hledá účinek CO₂ v záření k povrchu

Plyny pohlcují záření v určitých pásmech vlnových délek. Vlnová délka rozlišuje jednotlivé druhy záření podobně, jako ve viditelném světle rozlišuje barvy. Účinek rostoucího CO₂ proto má zesílit záření k povrchu v charakteristických infračervených pásmech, která jsou pro oko neviditelná. Takto určený vzorec umožňuje odlišit jeho působení od změn teploty a vlhkosti. (Feldman a kol. 2015)

Feldman a kolegové v roce 2015 použili měření z Oklahomy a severu Aljašky. Záření k povrchu porovnali s výpočtem, v němž teplota a vlhkost odpovídaly měření, ale CO₂ zůstával na výchozí koncentraci. Přidali údaje o dalších plynech. Rozdíl mezi měřením a tímto výpočtem ukázal, co přineslo přibývání CO₂. Samostatný výpočet s rostoucím CO₂ pak ověřil, zda změna odpovídá očekávaným pásmům. (Feldman a kol. 2015, obr. 2)

V bezoblačném záznamu z let 2000–2010 předpověď obstála. Nárůstu koncentrace CO₂ o 22 miliontin odpovídal na obou místech přírůstek tohoto příspěvku k toku k povrchu 0,20 W/m² za deset let. Publikovaná nejistota trendu činila ±0,06 v Oklahomě a ±0,07 na Aljašce ve stejných jednotkách. Změna v pásmech CO₂ tak doložila působení tohoto plynu na záření dopadající na povrch. Měření a jeho zpracování rozebírá pozorování CO₂ a infračerveného záření. (Feldman a kol. 2015, obr. 2 a 4)

Druhý test porovnává rozložení teplotních změn

Následující test sleduje teplotní následek změněného záření. Růst skleníkových plynů spolu s úbytkem ozonu má vytvářet oteplování troposféry a ochlazování stratosféry. V různých zeměpisných šířkách přitom očekáváme různou sílu změny. Tento společný obraz lze porovnat s obrazy vyvolanými Sluncem, sopkami a vnitřním kolísáním klimatu. Navazuje tím na výškový test sluneční hypotézy. (Santer a kol. 2013, obr. 1–3)

Santer a kolegové v roce 2013 porovnali družicový záznam z let 1979–2012 s výpočty více klimatických modelů. Sledovali tři široké vrstvy: dolní troposféru, střední a horní troposféru a dolní stratosféru. V každé porovnávali změny podle zeměpisné šířky. Modelové běhy s lidskými vlivy poskytly očekávaný obraz. Běhy s přirozenými vlivy ukázaly, jak podobný obraz může vzniknout bez lidského působení. (Santer a kol. 2013, data a obr. 2–4)

Obraz lidského působení byl rozpoznatelný v obou použitých zpracováních družicových dat. Samotné přirozené vlivy v tomto testu nevysvětlily jeho dlouhodobé zesilování. Přesná velikost změn se mezi modely a měřením lišila, rozlišující prostorový obraz přesto obstál.Pozorování výškových změn teploty ukazuje měřený vývoj jednotlivých vrstev. (Santer a kol. 2013, obr. 3 a 4)

Jak se výsledky obou testů doplňují

První test zachycuje účinek konkrétního plynu v záření, druhý ověřuje prostorový obraz teplotní reakce na lidské vlivy. K nim se přidává porovnání oceánského ohřevu Barnetta a kolegů popsané výše. Laboratorní pokus, záření měřené na povrchu a teploty atmosféry a oceánu tak zachycují různé části stejného děje. Vlastnosti plynů mají měřitelný účinek v přírodě a jejich zahrnutí pomáhá vysvětlit také rozložení následného ohřevu. (Tyndall 1861) (Feldman a kol. 2015) (Santer a kol. 2013) (Barnett a kol. 2005)

Dnešní vysvětlení zahrnuje celý součet lidských vlivů. Vedle skleníkových plynů se mění aerosoly, drobné částice a kapičky rozptýlené ve vzduchu. Ovlivňují sluneční záření i vlastnosti oblaků. V souhrnu část oteplujícího účinku plynů kompenzují. (IPCC AR6, oddíl 7.3)

Odborné hodnocení IPCC z roku 2021 dospělo ze souboru studií k závěru, že lidský vliv byl s pravděpodobností 95–100 % hlavní příčinou růstu obsahu tepla v oceánu od 70. let 20. století. V této kapitole „hlavní“ znamená více než polovinu změny. (IPCC AR6, shrnutí a oddíl 3.5.1)