This storage provides strong eviden

This storage provides strong evidence of a changing climate. The majority of this additional heat is in the upper 700 m of the ocean but there is also warming

in the deep and abyssal ocean (Box 3.1). The associated thermal expansion of the ocean has contributed about 40% of the observed

sea level rise since 1971 (Sections 13.3.1, 13.3.6; Church et al., (2011b)). A small amount of additional heat has been used to warm the

continents, warm and melt glacial and sea ice, and warm the atmosphere. The estimated increase in energy in the Earth system between

1971 and 2010 is 274 [196 to 351] ZJ (Box 3.1).

As the climate system warms, energy is lost to space through increased outgoing radiation. This radiative response by the system is pre-
dominantly due to increased thermal grey-body radiation emitted by the atmosphere and surface, but is modified by climate feedbacks,

such as changes in water vapour, surface albedo and clouds, which affect both outgoing longwave and reflected shortwave radiation.

Following Murphy et al. (2009), Box 13.1, Figure 1b relates the cumulative total energy inflow to the Earth system to the change in

energy storage and the cumulative outgoing radiation. Calculation of the latter is based on the observed globally averaged surface

temperature change ΔT relative to a reference temperature for which the Earth system would be in radiative balance. This temperature

change is multiplied by the climate feedback parameter α, which in turn is related to the equilibrium climate sensitivity. For equilibrium

climate sensitivities of 4.5°C, 3.0°C to 1.5°C (Box 12.2) and an ERF for a doubled CO2 concentration of 3.7 ± 0.74 W m–2 (Sections 8.1,

8.3), the corresponding estimates of the climate feedback parameter α are 0.82, 1.23 and 2.47 W m–2 °C–1.

In addition to these forced variations in the Earth’s energy budget, there is also internal variability on decadal time scales. Observations

and models indicate that because of the comparatively small heat capacity of the atmosphere, a decade of steady or even decreasing

surface temperature can occur in a warming world (Easterling and Wehner, 2009; Palmer et al., 2011). General Circulation Model

simulations indicate that these periods are associated with a transfer of heat from the upper to the deeper ocean, of order 0.1 W m–2

(Katsman and van Oldenborgh, 2011; Meehl et al., 2011), with a near steady (Meehl et al., 2011) or an increased radiation to space

(Katsman and van Oldenborgh, 2011), again of order 0.1 W m–2. Although these natural fluctuations represent a large amount of heat,

they are significantly smaller than the anthropogenic forcing of the Earth’s energy budget (Huber and Knutti, 2012), particularly when

looking at time scales of several decades or more (Santer et al., 2011).

These independent estimates of ERF, observed heat storage, and surface warming combine to give an energy budget for the Earth that

is consistent with the assessed likely range of climate sensitivity (1.5°C to 4.5°C; Box 12.2) to within estimated uncertainties (high

confidence). Quantification of the terms in the Earth’s energy budget and verification that these terms balance over recent decades

provides strong evidence for our understanding of anthropogenic climate change. Changes in the Earth’s energy storage are a powerful

observation for the detection and attribution of climate change (Section 10.3) (Gleckler et al., 2012; Huber and Knutti, 2012).

Kết quả (Việt) 1:

Lưu trữ này cung cấp các bằng chứng mạnh mẽ của một khí hậu thay đổi. Phần lớn này nhiệt bổ sung là 700 m trên đại dương nhưng đó cũng sự nóng lêntrong sâu và abyssal dương (hộp 3.1). Kết hợp mở rộng nhiệt đại dương đã đóng góp khoảng 40% các quan sátmực nước biển dâng từ năm 1971 (phần 13.3.1, 13.3.6; Nhà thờ et al., (2011b)). Một số lượng nhỏ bổ sung nhiệt đã được sử dụng để làm ấm nhữngchâu lục, ấm áp và tan băng và lớp băng trên biển, và nóng bầu khí quyển. Ước tính tăng năng lượng trong hệ thống trái đất giữanăm 1971 và năm 2010 là 274 [196 để 351] ZJ (hộp 3.1).Như hệ thống khí hậu ấm, năng lượng bị mất không gian thông qua tăng cường bức xạ đi. Phản ứng này bức xạ của hệ thống là trướcdominantly do tăng nhiệt xám-cơ thể bức xạ phát ra từ không khí và bề mặt, nhưng lần bởi khí hậu phản hồi,chẳng hạn như thay đổi trong nước hơi, bề mặt phản xạ và đám mây, mà ảnh hưởng đến cả đi longwave và phản xạ bức xạ sóng ngắn.Theo Murphy và ctv (2009), hộp 13.1, hình 1b liên quan dòng năng lượng tổng số tích lũy đến hệ thống trái đất với sự thay đổi trongnăng lượng lưu trữ và gửi đi xạ tích lũy. Tính toán sau này dựa trên quan sát bề mặt toàn cầu averagednhiệt độ thay đổi ΔT liên quan đến một nhiệt độ tham chiếu mà hệ thống trái đất sẽ cân bằng bức xạ. Nhiệt độ nàythay đổi được nhân với α tham số khí hậu phản hồi, mà lần lượt có liên quan đến sự nhạy cảm khí hậu cân bằng. Để cân bằngnhạy cảm với khí hậu của 4,5 ° C, 3.0° C đến 1,5 ° C (hộp 12.2) và một ERF cho nồng độ khí CO 2 gấp của 3.7 ± 0,74 W m-2 (phần 8.1,8.3), ước tính tương ứng của khí hậu phản hồi tham số α là 0,82, 1.23 và 2.47 W m-2 ° C-1.Ngoài việc này buộc các biến thể trong ngân sách năng lượng của trái đất, đó cũng là nội bộ biến đổi trên quy mô decadal thời gian. Quan sátvà mô hình chỉ ra rằng vì công suất nhiệt tương đối nhỏ của khí quyển, một thập kỷ của ổn định hoặc thậm chí giảmnhiệt độ bề mặt có thể xảy ra trong một môi trường thế giới (Easterling và Wehner, năm 2009; Palmer et al., năm 2011). Tướng lưu thông mẫuMô phỏng cho thấy rằng những thời kỳ được liên kết với một chuyển giao nhiệt từ phía trên đại dương sâu hơn, số thứ tự 0.1 W m-2(Katsman và van Oldenborgh, năm 2011; Meehl et al., năm 2011), với một tăng gần (Meehl và ctv., 2011) hoặc một bức xạ tăng lên không gianKhu Katsman và van Oldenborgh, năm 2011, một lần nữa của trật tự 0.1 W m-2. Mặc dù những biến động tự nhiên đại diện cho một số lượng lớn của nhiệt,họ là đáng kể nhỏ hơn anthropogenic buộc ngân sách năng lượng của trái đất (Huber và Knutti, 2012), đặc biệt là khinhìn vào quy mô thời gian nhiều thập kỷ hoặc hơn (Santer và ctv., năm 2011).Những ước tính độc lập của ERF, quan sát nhiệt lí và sự nóng lên bề mặt kết hợp để cung cấp một ngân sách năng lượng của trái đấtphù hợp với phạm vi khả năng đánh giá độ nhạy cảm khí hậu (1,5 ° C tới 4,5 ° C; Hộp 12.2) để trong ước tính bất trắc (caotự tin). Định lượng của các điều khoản của trái đất năng lượng ngân sách và xác minh những điều khoản cân bằng hơn thập kỷ gần đâycung cấp bằng chứng mạnh mẽ cho sự hiểu biết của chúng tôi trong anthropogenic khí hậu thay đổi. Các thay đổi trong lưu trữ năng lượng của trái đất là một mạnh mẽCác quan sát để phát hiện và ghi công của biến đổi khí hậu (phần 10.3) (Gleckler et al., năm 2012; Huber và Knutti, năm 2012).

Kết quả (Việt) 2:

Lưu trữ này cung cấp bằng chứng mạnh mẽ của biến đổi khí hậu. Phần lớn nhiệt bổ sung này là ở phía trên 700 m của đại dương nhưng cũng đang nóng lên

trong đại dương sâu thẳm và (Hộp 3.1). Việc mở rộng nhiệt kết hợp của đại dương đã đóng góp khoảng 40% trong những quan sát

mực nước biển tăng lên kể từ năm 1971 (mục 13.3.1, 13.3.6;. Church et al, (2011b)). Một lượng nhỏ nhiệt bổ sung đã được sử dụng để làm ấm

các lục địa, ấm và làm tan chảy băng băng, ven biển và khí quyển ấm. Sự gia tăng ước tính năng lượng trong hệ thống Trái đất giữa

năm 1971 và 2010 là 274 [196-351] ZJ (Hộp 3.1).

Khi hệ thống khí hậu ấm lên, năng lượng bị mất vào không gian thông qua việc tăng bức xạ đi. Phản ứng phóng xạ này bởi hệ thống là tiền
dominantly do tăng bức xạ màu xám thân nhiệt phát ra từ khí quyển và bề mặt, nhưng được sửa đổi theo ý kiến phản hồi khí hậu,

chẳng hạn như thay đổi trong hơi nước, độ phản xạ bề mặt và đám mây, mà ảnh hưởng đến cả sóng dài đi và phản ánh bức xạ sóng ngắn.

Theo Murphy et al. (2009), Hộp 13.1, Hình 1b liên quan tổng dòng chảy năng lượng tích lũy trong hệ thống Trái đất với sự thay đổi trong

lưu trữ năng lượng và bức xạ ra tích lũy. Tính toán sau này được dựa trên những quan sát trên toàn cầu trung bình bề mặt

thay đổi nhiệt độ ΔT liên quan đến một nhiệt độ tham chiếu mà hệ thống Trái đất sẽ được cân bằng bức xạ. Nhiệt độ này

thay đổi được nhân với α tham số phản hồi khí hậu, do đó có liên quan đến độ nhạy khí hậu cân bằng. Đối với trạng thái cân bằng

nhạy khí hậu là 4,5 ° C, 3,0 ° C đến 1,5 ° C (Hộp 12.2) và một ERF cho nồng độ CO2 tăng gấp đôi là 3,7 ± 0,74 W m-2 (Mục 8.1,

8.3), các ước tính tương ứng của phản hồi khí hậu α tham số là 0,82, 1,23 và 2,47 W m-2 ° C-1.

Ngoài các biến thể buộc ngân sách năng lượng của trái đất, đó cũng là biến nội bộ về quy mô thời gian tuần mười ngày. Quan sát

và mô hình chỉ ra rằng vì công suất nhiệt tương đối nhỏ của bầu khí quyển, một thập kỷ ổn định hoặc thậm chí giảm

nhiệt độ bề mặt có thể xảy ra trong một thế giới ấm lên (Easterling và Wehner, 2009;. Palmer et al, 2011). Mẫu lưu hành chung

mô phỏng chỉ ra rằng những thời kỳ có liên quan đến một truyền nhiệt từ phía trên với đại dương sâu hơn, trật tự 0.1 W m-2

(Katsman và van Oldenborgh, 2011;. Meehl et al, 2011), với gần ổn định (Meehl et al., 2011) hoặc một bức xạ tăng lên không gian

(Katsman và van Oldenborgh, 2011), một lần nữa về trật tự 0.1 W m-2. Mặc dù những biến động tự nhiên đại diện cho một số lượng lớn nhiệt,

chúng nhỏ hơn là những con người buộc ngân sách năng lượng của Trái Đất (Huber và Knutti, 2012) đáng kể, đặc biệt là khi

nhìn vào quy mô thời gian trong vài thập kỷ hoặc hơn (Santer et al., 2011 .)

những ước tính độc lập của ERF, quan sát lưu trữ nhiệt và nóng lên bề mặt kết hợp để cung cấp cho một ngân sách năng lượng cho trái đất mà

phù hợp với phạm vi có khả năng đánh giá độ nhạy khí hậu (1,5 ° C đến 4,5 ° C; Hộp 12.2) để trong vòng ước tính không chắc chắn (cao

tự tin). Định lượng các điều khoản trong ngân sách năng lượng của trái đất và xác minh rằng các điều khoản cân bằng trong những thập kỷ gần đây

cung cấp bằng chứng mạnh mẽ cho sự hiểu biết của chúng ta về sự thay đổi khí hậu. Những thay đổi về lưu trữ năng lượng của Trái Đất là một mạnh mẽ

quan sát để phát hiện và ghi công của biến đổi khí hậu (mục 10.3) (Gleckler et al, 2012;. Huber và Knutti, 2012).