気候変動と変化

気候変動には、個々の気象現象よりも長く続く気候の変動がすべて含まれるのに対し、気候変動という用語は、通常数十年以上の長期間にわたって続く変動のみを指します。気候変動は地球の歴史のどの時点を指す場合もありますが、現在ではこの用語は現代の気候変動、通称地球温暖化を表すために一般的に使用されています。産業革命以降、気候はますます人間の活動の影響を受けるようになりました。^[1]

気候システムは、ほぼすべてのエネルギーを太陽から受け取り、宇宙空間に放射します。入ってくるエネルギーと出ていくエネルギーのバランスと、気候システムを通過するエネルギーが、地球のエネルギー予算です。入ってくるエネルギーが出ていくエネルギーよりも大きい場合、地球のエネルギー予算は正となり、気候システムは温暖化します。出ていくエネルギーが多い場合、エネルギー予算は負となり、地球は寒冷化します。

地球の気候システムを通過するエネルギーは、地理的規模と時間に応じて変化する天候に表れます。ある地域の天候の長期平均と変動性が、その地域の気候を構成します。このような変化は、気候システムのさまざまな部分に固有の自然プロセスがエネルギーの分布を変える「内部変動性」の結果である可能性があります。例としては、太平洋十年振動や大西洋数十年振動などの海域の変動があります。気候の変動性は、気候システムの構成要素の外部のイベントがシステム内に変化をもたらす外部強制によっても発生する可能性があります。例としては、太陽出力の変化や火山活動などがあります。

気候変動は海面変動、植物の生命、大量絶滅に影響を及ぼし、人間社会にも影響を与えます。

気候変動とは、個々の気象現象を超えたあらゆる空間的および時間的スケールにおける、平均状態および気候のその他の特性（異常気象の可能性など）の変動を表す用語です。変動の一部は既知のシステムによって引き起こされたものではなく、一見ランダムなタイミングで発生します。このような変動はランダム変動またはノイズと呼ばれます。一方、周期的変動は比較的規則的に発生し、明確な変動モードまたは気候パターンで発生します。^[2]

気候変動という用語は、人為的な気候変動を指すためによく使用されます。人為的な気候変動は人間の活動によって引き起こされ、地球の自然プロセスの一部として生じた気候の変化とは対照的です。^[3] 地球温暖化は1988年に主流の一般的な用語になりましたが、科学雑誌では、地球温暖化は地表温度の上昇を指し、気候変動は地球温暖化と温室効果ガスレベルの上昇が影響を与えるその他すべてを含みます。^[4]

関連用語である「気候変動」は、原因を問わず、10年以上の期間にわたるあらゆる形態の気候変動を包含するものとして、1966年に世界気象機関（WMO）によって提案されました。1970年代には、人間の活動が気候を劇的に変える可能性があることが明らかになったため、人為的原因に焦点を当てるために「気候変動」という用語は「気候変動」に取って代わりました。 ^{[5] 「気候変動」は}、気候変動に関する政府間パネル（IPCC）と国連気候変動枠組条約（UNFCCC）のタイトルに組み込まれました。「気候変動」は現在、プロセスの技術的な説明としても、問題を説明する名詞としても使用されています。^[5]

最も広いスケールでは、太陽から受け取るエネルギーの速度と宇宙に失われる速度が、地球の平衡温度と気候を決定します。このエネルギーは、風、海流、 ^{[6] [7]}およびその他のメカニズムによって地球全体に分配され、さまざまな地域の気候に影響を与えます。^[8]

気候を形作る要因は気候強制力または「強制メカニズム」と呼ばれます。^[9]これらには、太陽放射の変動、地球の軌道の変動、大陸、大気、海洋のアルベドまたは反射率の変動、山脈の形成と大陸移動、温室効果ガスの濃度の変化などのプロセスが含まれます。外部強制力は、人為的（温室効果ガスと塵の排出量の増加など）または自然（太陽出力の変化、地球の軌道、火山の噴火など）のいずれかです。^[10]初期の強制力を増幅または減少させる可能性のあるさまざまな気候変動フィードバックがあります。また、超過すると急速または不可逆的な変化を引き起こす可能性のある重要な閾値もあります。

海洋や氷床など、気候システムの一部は気候強制力に対してよりゆっくりと反応しますが、他の部分はより速く反応します。急速な変化の例としては、火山噴火後に火山灰が太陽光を反射して大気が冷却されることが挙げられます。大気の温暖化後の海水の熱膨張は遅く、数千年かかることがあります。また、海氷が溶けて北極海のアルベドが突然失われ、その後、水の熱膨張がより緩やかになるなど、 組み合わせることもできます。

気候変動は内部プロセスによっても発生する可能性があります。内部の非強制プロセスには、熱塩循環の変化など、海洋と大気のエネルギー分布の変化が伴うことがよくあります。

内部変動による気候変動は、周期的または振動的に発生することがあります。その他のタイプの自然な気候変動については、いつ発生するかを予測することはできません。このような変化はランダムまたは確率的と呼ばれます。 ^[12]気候の観点から見ると、天気はランダムであると考えられます。^[13]特定の年に雲が少ない場合、エネルギーの不均衡が生じ、余分な熱が海洋に吸収される可能性があります。気候慣性により、この信号は海洋に「保存」され、元の気象擾乱よりも長い時間スケールでの変動として表されます。^[14]気象擾乱が完全にランダムで、ホワイトノイズとして発生する場合、氷河や海洋の慣性により、より長い期間の振動がより大きな振動となる気候変動に変換される可能性があり、これはレッドノイズと呼ばれる現象です。^[15]多くの気候変動には、ランダムな側面と周期的な側面があります。この動作は確率共鳴と呼ばれています。^[15] 2021年のノーベル物理学賞の半分は、気候モデル化に関する関連研究に対してクラウス・ハッセルマンと真鍋淑郎の共同受賞となった。一方、共同研究者と共に確率共鳴の概念^[16]を導入したジョルジョ・パリシは、主に理論物理学に関する研究に対して残りの半分を受賞した。

海洋と大気は協力して、一度に数年から数十年にわたって持続する内部気候変動を自発的に生成することがあります。^{[17] [18]}これらの変動は、深海と大気の間で熱を再分配することによって地球の平均表面温度に影響を与える可能性があります^{[19] [20]}および/または雲/水蒸気/海氷の分布を変更して地球の総エネルギー予算に影響を与える可能性があります。^{[21] [22]}

気候振動または気候サイクルとは、地球規模または地域規模の気候内で繰り返される周期的な振動のことである。これらは準周期的（完全な周期的ではない）であるため、データのフーリエ解析ではスペクトルに鋭いピークは現れない。さまざまな時間スケールでの多くの振動が発見または仮説されている：^[23]

• エルニーニョ・南方振動（ENSO） –太平洋の熱帯海面水温が上昇（エルニーニョ）したり下降（ラニーニャ）したりする大規模なパターンで、世界中に影響を及ぼします。これは自律的な振動であり、そのメカニズムはよく研究されています。 ^[24] ENSOは、世界中の天候と気候の年次変動の最も顕著な既知の原因です。このサイクルは2年から7年ごとに発生し、エルニーニョはより長いサイクルの中で9か月から2年間続きます。^[25]赤道太平洋の冷たい舌状部は、南米の西海岸沖での冷たい水の湧昇の増加により、他の海洋ほど急速に温暖化していません。 ^{[26] [27]}
• マッデン・ジュリアン振動（MJO） – 熱帯地方で30日から60日周期で東に移動する降雨量増加のパターン。主にインド洋と太平洋で観測される。^[28]
• 北大西洋振動（NAO） - NAOの指数は、アゾレス諸島のポンタデルガダとアイスランドのスティッキスホルムル/レイキャビクの間の正規化された海面気圧（SLP）の差に基づいています。指数の値が正の場合、中緯度で偏西風が平均より強いことを示します。^[29]
• 準2年周期振動- 赤道周辺の成層圏の風のパターンのよく知られた振動。28か月の期間にわたって、優勢な風は東風から西風へ、そしてまた東風に戻ります。^[30]
• 太平洋百年振動-いくつかの気候モデルによって予測される気候振動
• 太平洋十年振動– 北太平洋における十年規模の海面変動の主なパターン。「温暖」または「正」の段階では、西太平洋は冷たくなり、東の海の一部は温まります。「冷涼」または「負」の段階では、反対のパターンが発生します。これは単一の現象ではなく、さまざまな物理的プロセスの組み合わせであると考えられています。^[31]
• 数十年規模太平洋振動（IPO） - 太平洋の海盆全域にわたる変動で、周期は20年から30年です。^[32]
• 大西洋数十年振動- 北大西洋で約55年から70年周期で起こる変動パターンで、降雨量、干ばつ、ハリケーンの頻度と強度に影響を及ぼします。^[33]
• 北アフリカの気候サイクル-北アフリカモンスーンによって引き起こされる数万年の周期の気候変動。^[34]
• 北極振動（AO）と南極振動（AAO） – 環状モードは、自然に発生する半球全体の気候変動のパターンです。数週間から数か月のタイムスケールで、それぞれの半球の変動の20～30％を説明します。北半球では北環状モードまたは北極振動（AO）、南半球では南環状モードまたは南極振動（AAO）です。環状モードは、嵐の平均経路を変更することにより、ヨーロッパやオーストラリアなどの中緯度から高緯度の陸地の気温と降水量に強い影響を及ぼします。NAOは、AO / NAMの地域指標と考えることができます。^[35]これらは、20°Nから90°N（NAM）または20°Sから90°S（SAM）の海面気圧またはジオポテンシャル高度の最初のEOFとして定義されます。
• ダンスガード・オシュガーサイクル–最終氷期極大期に約1,500年周期で発生

海洋の気候変動性は、海洋が大気の数百倍の質量を持ち、熱慣性が非常に高いため、100年単位の変動を生み出す可能性があります。たとえば、熱塩循環などの海洋プロセスの変化は、世界の海洋の熱を再分配する上で重要な役割を果たします。

海流は、温暖な熱帯地域からより寒い極地へと大量のエネルギーを輸送する。最終氷河期（専門用語では最終氷期）の頃に起こった変化は、北大西洋の循環が突然かつ大幅に変化し、気候システムに流入するエネルギーの総量はあまり変化していないにもかかわらず、地球規模の気候変動につながる可能性があることを示している。これらの大きな変化は、氷床の内部不安定性により巨大な氷山が海に放出された、いわゆるハインリッヒ・イベントから生じた可能性がある。氷床が溶けると、結果として生じる水は塩分が非常に少なく冷たくなり、循環の変化を引き起こす。^[36]

生命は炭素循環と水循環における役割や、アルベド、蒸発散、雲の形成、風化などのメカニズムを通じて気候に影響を与えます。^{[37] [38] [39]}生命が過去の気候にどのような影響を与えたかの例としては、以下のものがあります。

• 23億年前の氷河期は酸素発生型光合成の進化によって引き起こされ、大気中の温室効果ガスである二酸化炭素が枯渇し、自由酸素が導入された^{[40] [41]}
• 3億年前の別の氷河期は、分解しにくい維管 束陸上植物の残骸が長期間埋もれたことで始まった（炭素の吸収源となり、石炭が形成された）^{[42] [43]}
• 5500万年前の暁新世・始新世温暖極大期の終焉は海洋植物プランクトンの繁栄によるものであった^{[44] [45]}
• 4900万年前の地球温暖化が80万年にわたる北極のアゾラの大発生によって逆転した^{[46] [47]}
• 過去4000万年間の地球寒冷化は草食動物の生態系の拡大によって引き起こされた^{[48] [49]}

生物圏から放出される温室効果ガスはフィードバックや内部気候プロセスと見なされることが多いのに対し、火山から放出される温室効果ガスは、気候学者によって通常外部に分類されます。 ^[50] _CO2、メタン、亜酸化窒素などの温室効果ガスは、赤外線を捕捉して気候システムを加熱します。火山は拡張炭素循環の一部でもあります。非常に長い（地質学的）期間にわたって、火山は地球の地殻とマントルから二酸化炭素を放出し、堆積岩やその他の地質学的二酸化炭素吸収源による吸収を妨げます。

産業革命以来、人類は化石燃料の燃焼による_CO2の排出、森林伐採による土地利用の変化によって温室効果ガスを増加させ、さらにエアロゾル（大気中の粒子状物質）^[51] 、微量ガス（窒素酸化物、一酸化炭素、メタンなど）の放出によって気候を変えてきました。^[52]土地利用、オゾン層の破壊、畜産業（牛などの反芻動物はメタンを排出します^[53]）、森林伐採などの他の要因も役割を果たしています。^[54]

米国地質調査所の推定によると、火山からの排出量は、現在の人間活動による影響よりもはるかに低いレベルにあり、現在の人間活動による二酸化炭素排出量は、火山から排出される二酸化炭素の100～300倍に上る。^[55]人間活動による年間排出量は、超噴火による排出量よりも大きい可能性がある。超噴火の最新のものは、 74,000年前のインドネシアのトバ火山の噴火である。^[56]

地球の運動のわずかな変化は、地球表面に到達する太陽​​光の季節的な分布と、それが地球全体にどのように分布しているかの変化につながります。面積平均の年間平均日照量にはほとんど変化がありませんが、地理的分布と季節分布には大きな変化がある可能性があります。運動学的変化には、地球の離心率の変化、地球の自転軸の傾斜角の変化、地球の軸の歳差運動の3種類があります。これらが組み合わさってミランコビッチサイクルが発生し、気候に影響を及ぼし、氷河期と間氷期との相関性^[57]、サハラ砂漠の前進と後退と​​の相関性^[57]、地層記録に現れることで有名です。^{[58] [59]}

氷河期サイクルの間、CO2濃度と気温の間には高い相関関係がありました_。初期の研究では、CO2濃度は気温より遅れて上昇することが示されていました_が、必ずしもそうではないことが明らかになっています。^[60]海水温が上昇すると、_CO2の溶解度が低下し、海から放出されます。大気と海洋間のCO2の交換は、気候変動のさらなる側面によっても影響を受ける可能性があります。_[ 61 ^]これらのプロセスやその他の自己強化プロセスにより、地球の運動の小さな変化が気候に大きな影響を与えることができます。^[60]

太陽は地球の気候システムへのエネルギー入力の主な源です。その他の源としては、地球の中心核からの地熱エネルギー、月からの潮汐エネルギー、放射性化合物の崩壊による熱などがあります。太陽強度の長期的な変動はどちらも地球の気候に影響を与えることが知られています。 ^[62]太陽出力は、11年の太陽周期^[63]や長期的な変調など、より短い時間スケールで変化します。^[64]太陽黒点と気候の相関関係は、せいぜい希薄です。^[62]

30億年から40億年前、太陽の放射エネルギーは現在の75%に過ぎなかった。^[65]大気の組成が現在と同じであれば、地球の表面に液体の水は存在しなかったはずだ。しかし、冥王代^{[66] [67]}と始生代^{[68] [66]の初期の地球には水が存在したという証拠があり、これが「}若い太陽の暗いパラドックス」と呼ばれる現象につながっている。^[69]このパラドックスの仮説上の解決策には、現在よりもはるかに高い濃度の温室効果ガスを含む、大きく異なる大気が含まれる。^[70]その後約40億年にわたって、太陽のエネルギー出力は増加した。次の50億年にわたって、太陽は最終的に赤色巨星、そして白色矮星となり、気候に大きな影響を与えるだろう。赤色巨星の段階では、その時まで地球上に生き残った生命はすべて絶滅する可能性がある。^[71]

1年以上の規模で地球の気候に影響を及ぼすほどの規模であると考えられる火山噴火は、成層圏に10万トン以上のSO2を注入するものである。[ 72 ]これはSO2_と硫酸^{エアロゾル}_の光学特性によるもので、これらは太陽放射を強く吸収または散乱し、地球全体に硫酸の煙霧の層を作り出す。 ^[73]平均して、このような噴火は1世紀に数回発生し、数年間にわたって冷却を引き起こす（太陽放射の地球表面への伝達を部分的に遮断することによって）。火山は技術的にはリソスフェアの一部であり、リソスフェア自体も気候システムの一部であるが、IPCCは火山活動を外部強制要因として明確に定義している。^[74]

歴史上の注目すべき噴火としては、1991年のピナツボ山の噴火が挙げられます。この噴火では、最大3年間にわたって世界の気温が約0.5℃（0.9℉）低下しました。^{[75] [76]}また、1815年のタンボラ山の噴火では「夏のない年」が発生しました。^[77]

より大規模な場合、5000万年から1億年に数回、大規模な火成岩地域の噴火により、マントルと岩石圏から大量の火成岩が地球の表面に運ばれる。その後、岩石中の二酸化炭素が大気中に放出される。^{[78] [79]}成層圏への二酸化硫黄の注入量が0.1 Mt未満の小規模な噴火では、気温の変化が自然変動と同程度であるため、大気への影響はわずかである。しかし、小規模な噴火ははるかに高い頻度で発生するため、地球の大気に大きな影響を与える。^{[72] [80]}

数百万年にわたって、プレート運動は地球の陸地と海域を再構成し、地形を形成します。これは、気候と大気海洋循環の地球規模および地域的パターンに影響を及ぼす可能性があります。^[81]

大陸の位置は海洋の形状を決定し、したがって海洋循環のパターンに影響を与える。海洋の位置は地球全体の熱と水分の移動を制御する上で重要であり、したがって地球の気候を決定する上で重要である。海洋循環に対する地殻変動制御の最近の例としては、約 500 万年前にパナマ地峡が形成され、大西洋と太平洋の直接混合が遮断されたことがあげられる。これは現在のメキシコ湾流の海洋動態に強い影響を与え、北半球の氷床形成につながった可能性がある。^{[82] [83]約 3 億年から 3 億 6000 万年前の}石炭紀には、プレートテクトニクスが大規模な炭素貯蔵と氷河作用の増加を引き起こした可能性がある。^{[84]地質学的証拠は、}超大陸パンゲアの時代に「メガモンスーン」循環パターンがあったことを示しており、気候モデルは超大陸の存在がモンスーンの確立に役立ったことを示唆している。^[85]

大陸の大きさも重要です。海洋は気温を安定させる効果があるため、年間の気温変動は内陸部よりも沿岸部の方が一般的に小さくなります。そのため、超大陸が大きいほど、いくつかの小さな大陸や島よりも季節性が強い気候の領域が多くなります。

宇宙線として知られるイオン化粒子が雲量に影響を与え、それによって気候に影響を与える可能性があると仮定されている。太陽はこれらの粒子から地球を守っているため、太陽活動の変化も間接的に気候に影響を与えると仮定されている。この仮説を検証するために、 CERNはCLOUD実験を設計し、宇宙線の影響は気候に顕著な影響を与えるには弱すぎることを示しました。^{[86] [87]}

約6600万年前のチクシュルーブ小惑星衝突が地球の気候に深刻な影響を及ぼしたという証拠がある。大量の硫酸エアロゾルが大気中に舞い上がり、地球の気温が最大26℃低下し、3～16年間氷点下の気温が続いた。この出来事の回復には30年以上かかった。^[88]核兵器の大規模使用も気候への影響について調査されている。仮説としては、大規模火災によって放出された煤が1年ほど太陽光のかなりの部分を遮り、数年間の気温急降下につながるというものがある。この可能性のある出来事は核の冬と呼ばれている。^[89]

人間による土地利用は、地表が反射する太陽光の量や塵の濃度に影響を与えます。雲の形成は、空気中の水分量や気温だけでなく、塵などのエアロゾルの量にも影響されます。 ^[90]地球全体で見ると、乾燥した土壌、植生の少ない地域、強風の地域が多いほど、塵が多くなります。^[91]

古気候学は、地球の歴史全体を通じての気候の変化を研究する学問です。地球科学や生命科学のさまざまな代理方法を使用して、岩石、堆積物、氷床、樹木の年輪、サンゴ、貝殻、微化石などの内部に保存されているデータを取得します。次に、その記録を使用して、地球のさまざまな気候地域と大気システムの過去の状態を判断します。直接測定することで、気候変動のより完全な概要が得られます。

測定機器が広く普及した後に起こった気候変動は直接観測できる。19世紀中期から後半にかけて、地球表面温度の記録はほぼ完全に利用可能となっている。さらなる観測は歴史的文書から間接的に得られる。衛星による雲と降水量のデータは1970年代から利用可能である。^[92]

歴史気候学は、気候の歴史的変化とそれが人類の歴史と発展に及ぼした影響を研究する学問です。主要な情報源には、サガ、年代記、地図、地域の歴史文献などの文書記録や、絵画、描画、さらには岩絵などの絵画表現が含まれます。近年の気候変動は、居住地や農業パターンの変化に起因する可能性があります。^[93] 考古学的証拠、口承史、歴史文書は、過去の気候変化に関する洞察を提供します。気候の変化は、さまざまな文明の興隆^[94]と崩壊に関連しています。 ^[93]

過去の気候の様々な記録が、岩石、樹木、化石の中に存在します。これらの記録から、気候の間接的な尺度、いわゆるプロキシを導き出すことができます。過去数世紀および過去の時代の降水量の気候学的変動の定量化は完全ではありませんが、海洋堆積物、氷床コア、洞窟の石筍、樹木の年輪などのプロキシを使用して近似値を得ることができます。^[95]ストレス、降水量不足、または不適切な気温は樹木の成長率を変える可能性があり、科学者は樹木の年輪の成長率を分析することで気候の傾向を推測できます。これを研究する科学の分野は年輪気候学と呼ばれます。^{[96]氷河は、有機物、石英、カリウムなど、年代測定可能な豊富な物質を含む}モレーンを残し、氷河が前進および後退した期間を記録します。

南極氷床などの氷床から掘削されたコアの氷を分析すると、気温と世界の海面変動との関連を示すことができます。氷の中の泡に閉じ込められた空気は、現代の環境の影響よりずっと前の遠い昔の大気の CO2 変動を明らかにすることもできます_。これらの氷床コアの研究は、何千年にもわたる CO2 の変化を示す重要な指標であり_、古代と現代の大気の状態の違いに関する貴重な情報を提供し続けています。遠い昔の海水温を推定するために使用される方解石と氷床コアのサンプルの¹⁸ O/ ¹⁶ O 比は、温度代理方法の一例です。

植物の残骸、特に花粉は、気候変動の研究にも使われています。植物の分布は、気候条件によって変わります。植物のグループによって花粉の形や表面の質感が異なり、花粉の外面は非常に弾力性のある素材でできているため、腐敗しにくいのです。堆積物の異なる層で見つかる花粉の種類の変化は、植物群落の変化を示しています。これらの変化は、気候が変化している兆候であることが多いです。^{[97] [98]一例として、花粉の研究は、}第四紀の氷河期^[99]を通じて、特に最終氷期極大期以降の植生パターンの変化を追跡するために使われてきました。^[100]甲虫の残骸は、淡水および陸地の堆積物によく見られます。異なる種の甲虫は、異なる気候条件で見つかる傾向があります。数千年にわたって遺伝子構成が大きく変化していない甲虫の広範な系統、さまざまな種の現在の気候範囲に関する知識、および遺体が発見された堆積物の年代を考慮すると、過去の気候条件を推測できる可能性がある。^[101]

気候サイクルを検出する上での難しさの 1 つは、地球の気候がほとんどの古気候学的時間スケールで非周期的に変化していることです。現在、私たちは人為的な 地球温暖化の時期にいます。より大きな時間枠で見ると、地球は最新の氷河期から脱し、完新世の気候最適期から寒冷化し、「小氷河期」から温暖化しています。これは、気候が過去 15,000 年ほどにわたって絶えず変化していることを意味します。温暖期には、温度変動の振幅が小さくなることがよくあります。繰り返し氷河作用が起こった更新世は、中新世と鮮新世の気候のより安定した状態から発展しました。完新世の気候は比較的安定しています。これらの変化はすべて、気候の周期的な動作を探す作業を複雑にします。

陸域-海洋-大気システムからの正のフィードバック、負のフィードバック、および生態学的慣性は、軌道強制、太陽の変動、または温室効果ガスの濃度の変化による小さな影響を弱めたり逆転させたりすることがよくある。雲などのプロセスが関与する特定のフィードバックも不確実である。飛行機雲、自然の巻雲、海洋のジメチルスルフィド、および陸上の同等物については、気候温度への影響に関して、アイリス仮説とCLAW仮説を対比するなど、競合する理論が存在する。

気候の変化により、植生の種類、分布、被覆率に変化が生じる可能性があります。気候の変化によっては、降水量と気温が増加し、植物の成長が改善され、空気中の二酸化炭素が隔離されることが_{あります。二酸化炭素}の増加は植物に利益をもたらす可能性がありますが、いくつかの要因によってこの増加が減少する可能性があります。干ばつなどの環境変化がある場合、二酸化炭素_濃度 の増加は植物に利益をもたらしません。^{[103]そのため、気候変動によって}_{二酸化炭素}排出量が増加しても 、他の環境ストレスによって植物に圧力がかかるため、植物はこの増加を利用しないことがよくあります。^[104]ただし、二酸化炭素の隔離は、_植物の落葉分解速度など、多くの自然サイクルの速度に影響を及ぼすことが予想されます。 ^[105]ある地域で徐々に気温が上昇すると、開花と結実の時期が早まり、依存する生物のライフサイクルのタイミングが変化します。逆に、寒さは植物のバイオサイクルを遅らせます。^[106]

しかし、より大きく、より速く、より急激な変化は、特定の状況下では植生ストレス、急速な植物喪失、砂漠化を引き起こす可能性がある。 ^{[107] [108] [109]}その一例は、3億年前の石炭紀熱帯雨林崩壊（CRC）という絶滅イベントの際に発生した。このとき、広大な熱帯雨林がヨーロッパとアメリカの赤道地域を覆っていた。気候変動はこれらの熱帯雨林を壊滅させ、生息地を突然孤立した「島」に分断し、多くの植物や動物の種が絶滅した。^[107]

動物が気候変動に対処する最も重要な方法の1つは、より暖かい地域またはより寒い地域への移住です。^[110]より長い時間スケールで見ると、進化により、動物を含む生態系は新しい気候に適応しやすくなります。^[111]急速または大規模な気候変動は、生物が適応できないほど大きな影響を受けた場合、大量絶滅を引き起こす可能性があります。 ^[112]

マヤ文明などの過去の文明の崩壊は、降水量、特に干ばつの周期と関係している可能性があり、この例では西半球温水プールとも相関関係があります。約7万年前、トバ火山の巨大噴火により氷河期に特に寒い時期が生まれ、人類集団の遺伝的ボトルネックが発生した可能性があります。

氷河は気候変動の最も敏感な指標の一つと考えられている。^{[113]氷河の大きさは、積雪量と融解量の間の}質量バランスによって決まる。気温が上昇すると、積雪量が増えて融解分を補わない限り、氷河は後退する。氷河は自然変動と外部要因の両方によって拡大したり縮小したりする。気温、降水量、水文学の変動は、特定の季節における氷河の進化を強く左右する可能性がある。

中期から後期鮮新世（約300万年前）以降の最も重要な気候プロセスは、氷河期と間氷期のサイクルである。現在の間氷期（完新世）は約11,700年続いている。^[114]軌道変動によって形作られた大陸氷床の上昇と下降、大幅な海面変動などの反応が気候の形成に貢献した。しかし、ハインリッヒ事象、ダンスガード・オシュガー事象、ヤンガードリアスなどの他の変化は、軌道強制力がなくても氷河変動が気候に影響を与える可能性があることを示している。

約25,000年前の最終氷期極大期には、海面は現在よりも約130メートル低かった。その後の氷河期の後退は急速な海面変動を特徴とした。^[115]鮮新世初期には、世界の気温は現在よりも1～2℃高かったが、海面は現在よりも15～25メートル高かった。^[116]

海氷は地球から反射される太陽光の総量に影響を与えるため、地球の気候に重要な役割を果たしている。^[117]過去には、地球がいわゆるスノーボールアース状態にあったとき、地球の海洋は何度もほぼ完全に海氷で覆われ、^[118]温暖な時期には完全に氷がなくなった。^{[119]地球全体に海氷が多く存在する場合、特に熱帯および亜熱帯では、}氷とアルベドのフィードバックが非常に強くなるため、気候は強制力に対してより敏感になる。 ^[120]

さまざまな気候強制力は通常、地質時代を通じて流動的であり、地球温度のいくつかのプロセスは自己調節的である可能性がある。たとえば、スノーボールアース期には、大きな氷河の氷床が地球の赤道まで広がり、ほぼすべての表面を覆い、非常に高いアルベドによって極端に低い気温が生み出されたが、雪と氷の蓄積により大気沈着を通じて二酸化炭素が除去された可能性が高い。しかし、火山から放出される大気中のCO _{2 を}吸収する植物がなかったため、温室効果ガスが大気中に蓄積する可能性がある。また、風化時にCO _{2 を}使用する露出したケイ酸塩岩もなかった。これにより温暖化が起こり、後に氷が溶けて地球の温度が再び上昇した。

暁新世・始新世温暖極大期（PETM）は、その期間を通じて世界平均気温が5～8℃以上上昇した時期である。^{[121]この気候イベントは}暁新世と始新世の地質時代の境界で発生した。^[122]このイベント中、強力な温室効果ガスであるメタンが大量に放出された。 ^[123] PETMは、地質学的に比較的短い期間に温室効果ガスが放出されたことから、現代​​の気候変動の「ケーススタディ」となっている。^[121] PETM中、深海生物の大量絶滅が起こった。^[124]

新生代を通じて、複数の気候強制力によって大気の温暖化と寒冷化が起こり、南極氷床が早期に形成され、続いて融解し、その後再氷河期が起こった。気温の変化はやや急激で、二酸化炭素濃度は約 600～760 ppm、気温は現在よりも約 4 °C 高かった。更新世には、氷河期と間氷期のサイクルがおよそ 10 万年周期で発生したが、現在の間氷期のように軌道離心率がゼロに近づくと、間氷期内での期間がより長くなることがある。エーミアン期などの以前の間氷期では、気温が現在よりも高くなり、海面も上昇し、西南極氷床が部分的に融解した。

気候学的気温は雲量と降水量に大きな影響を与えます。気温が低いと空気が保持できる水蒸気量が少なくなり、降水量が減少する可能性があります。^{[125] 18,000年前の}最終氷期極大期には、海洋から大陸への熱による蒸発が少なく、極地砂漠（寒いが雲量と降水量は少ない）を含む広大な極地砂漠が発生しました。[ ^{102]対照的に、8000年前の}大西洋温暖期の始まり頃の世界の気候は、今日よりも曇りが多く、雨が多かったです。^[102]

完新世は、完新世最適期（21世紀の10年目）以降に始まった長期の寒冷化を特徴としており、この時期の気温はおそらく現在の気温よりわずかに低かったと考えられています^{[126] 。また、}新石器時代の亜雨期には、強いアフリカモンスーンによりサハラ砂漠に草原が形成されました。それ以降、次のようないくつかの寒冷化イベントが発生しています。

• ピオラ振動
• 中期青銅器時代寒冷期
• 鉄器時代の寒冷時代
• 小氷期
• 1940年から1970年頃の寒冷化の段階。これが地球寒冷化仮説につながった。

対照的に、温暖期もいくつか発生しており、その中には次のようなものが含まれますが、これらに限定されるわけではありません。

• ミノア文明の最盛期の温暖期
• ローマ温暖期
• 中世温暖期
• 20世紀の現代の温暖化

これらのサイクルの間には、特定の影響が発生しました。たとえば、中世の温暖期には、活発な砂丘であったネブラスカ州のサンドヒルズを含むアメリカ中西部が干ばつに見舞われました。ペスト菌による黒死病も中世の気温変動中に発生しており、気候の変化に関連している可能性があります。

太陽活動は、1930年代にピークを迎えた現代の温暖化の一部に寄与した可能性がある。しかし、太陽周期は、1980年代から現在までに観測されている温暖化を説明することができない。^[要出典]北西航路の開通や、最近の北極圏の氷の縮小による記録的な少氷などの出来事は、初期の探検家が夏でも北極圏を横断できなかったため、少なくとも数世紀は起こっていない。バイオームや生息地の範囲の変化も前例がなく、既知の気候変動とは一致しない速度で起こっている^[要出典]。

人間が温室効果ガスを排出した結果、地球の表面温度が上昇し始めています。地球温暖化は現代の気候変動の一側面であり、降水量、嵐の進路、雲量の観測された変化もこの用語に含まれます。その結果、世界中の氷河が大幅に縮小していることがわかりました。^{[127] [128]}南極とグリーンランドの陸上氷床は2002年以来質量を失い続けており、2009年以来氷質量の減少が加速しています。 ^[129]世界の海面は熱膨張と氷の融解の結果として上昇しています。過去数十年間の北極の海氷の面積と厚さの減少は、急速な気候変動のさらなる証拠です。^[130]

地球規模の気候変動性と時間の経過に伴う地球規模の気候変動に加えて、さまざまな物理的地域で同時に多数の気候変動が発生します。

海洋が余剰熱の約90％を吸収することで、陸地表面温度が海面温度よりも急速に上昇する原因となっている。^[132]北半球は南半球よりも陸地と海洋の比率が大きいため、平均気温の上昇が大きい。^[134]異なる緯度帯での変動も平均気温の上昇のこの相違を反映しており、北部の温帯地域の気温上昇は熱帯地域の気温上昇を上回り、熱帯地域の気温上昇は南部の温帯地域の気温上昇を上回っている。^[135]

大気の上層部は下層部の温暖化と同時に冷却しており、温室効果とオゾン層の破壊の作用を裏付けている。^[136]

観測された地域的な気候変動は、例えば、（より滑らかな）世界規模の年ごとの変動と（より不安定な）局所的な地域の年ごとの変動を対比させることによって、進行中の変化に関する予測を裏付けます。^[137]逆に、さまざまな地域の温暖化パターンをそれぞれの歴史的変動と比較することで、気温変化の生の大きさを、各地域の通常の変動性の観点から見ることができます。^[139]

地域変動の観測により、熱帯雨林の減少、氷床や海氷の融解、永久凍土の融解など、地域的な気候の転換点の研究が可能になります。 ^{[140]このような区別は、}地球規模の転換点の連鎖の可能性に関する研究の基礎となっています。^[140]

• 気候学的に正常
• 人新世

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• IPCC (2008)。コア執筆チーム、Pachauri, RK、Reisinger, AR (編)。気候変動 2008: 統合報告書(PDF) 。気候変動に関する政府間パネルの第 4 次評価報告書に対する作業部会 I、II、III の貢献。ジュネーブ、スイス: IPCC。ISBN 978-92-9169-122-7。
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• ローリ、ロバート V.; ベガ、アンソニー J. (2018)。気候学(第 4 版)。ジョーンズ & バートレット ラーニング。ISBN 978-1284126563。

• ウィキメディア・コモンズの気候変動と変化に関するメディア
• NASA（米国）による地球の気候変動
• 気候変動に関する政府間パネル（IPCC）
• 気候変動は2023年5月30日にWayback Machineにアーカイブされました– NASA Science
• 気候変動と変動性、国立環境情報センター、2021年9月21日アーカイブ、Wayback Machine