แรงผลักดันการแผ่รังสี (หรือแรงผลักดันสภาพภูมิอากาศ^{[ 2 ]} ) เป็นแนวคิดที่ใช้ในการวัดปริมาณการเปลี่ยนแปลงสมดุลของพลังงานที่ไหลผ่านชั้นบรรยากาศของดาวเคราะห์ ปัจจัยต่างๆ มีส่วนทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสมดุลพลังงานนี้ เช่น ความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจกและละอองลอยและการเปลี่ยนแปลงของค่าอัลเบโดของพื้นผิวและความเข้มของแสงอาทิตย์ในเชิงเทคนิคมากขึ้น มันถูกนิยามว่า "การเปลี่ยนแปลงของฟลักซ์การแผ่รังสีสุทธิที่ลงมาลบด้วยฟลักซ์การแผ่รังสีที่ ขึ้นไป (แสดงในหน่วย W/m² ⁾เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของตัวขับเคลื่อนภายนอกของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ" ^{[ 3 ] : 2245} ตัวขับเคลื่อนภายนอกเหล่านี้แตกต่างจากปฏิกิริยาตอบกลับและความแปรปรวนที่อยู่ภายในระบบภูมิอากาศและที่ส่งผลต่อทิศทางและขนาดของความไม่สมดุลแรงผลักดันการแผ่รังสีบนโลกได้รับการประเมินอย่างมีนัยสำคัญที่ชั้นโทรโปพอสและชั้นสตราโตพอสมันถูกวัดปริมาณในหน่วยวัตต์ต่อตารางเมตรและมักจะสรุปเป็นค่าเฉลี่ยเหนือพื้นที่ผิวทั้งหมดของโลก

ดาวเคราะห์ที่อยู่ในสมดุลการแผ่รังสีกับดาวฤกษ์แม่และอวกาศส่วนที่เหลือสามารถระบุลักษณะได้ด้วยการบังคับการแผ่รังสีสุทธิเป็นศูนย์และด้วยอุณหภูมิสมดุลของดาวเคราะห์^{[ 4 ]}

แรงผลักดันการแผ่รังสีไม่ใช่สิ่งที่สามารถวัดได้ด้วยเครื่องมือเพียงชิ้นเดียว แต่เป็นแนวคิดทางวิทยาศาสตร์และสิ่งที่เป็นรูปธรรมซึ่งความแรงสามารถประเมินได้จากหลักการทางฟิสิกส์ พื้นฐาน นักวิทยาศาสตร์ใช้การวัดการเปลี่ยนแปลงของพารามิเตอร์ในบรรยากาศเพื่อคำนวณแรงผลักดันการแผ่รังสี^{[ 5 ] : 1–4}

IPCC สรุปฉันทามติทางวิทยาศาสตร์ในปัจจุบันเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงแรงผลักดันการแผ่รังสีดังนี้: "แรงผลักดันการแผ่รังสีที่เกิดจากมนุษย์ 2.72 W/m² ^ในปี 2019 เมื่อเทียบกับปี 1750 ทำให้ระบบภูมิอากาศร้อนขึ้น การร้อนขึ้นนี้ส่วนใหญ่เกิดจากความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจกที่เพิ่มขึ้น ซึ่งลดลงบางส่วนจากการเย็นตัวลงเนื่องจากความเข้มข้นของละอองลอยที่เพิ่มขึ้น" ^{[ 1 ] : 11}

ภาระของก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศอันเนื่องมาจากกิจกรรมของมนุษย์เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วเป็นพิเศษในช่วงหลายทศวรรษที่ผ่านมา (ตั้งแต่ประมาณปี 1950) สำหรับคาร์บอนไดออกไซด์การเพิ่มขึ้น 50% ( C/C0 ₌ 1.5) ที่เกิดขึ้นในปี 2020 นับตั้งแต่ปี 1750 สอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงแรงผลักดันการแผ่รังสีสะสม (ΔF) ที่ +2.17 W/m² ^{[ 6 ]}หาก สมมติว่าไม่มีการเปลี่ยนแปลงในเส้นทางการเติบโตของการปล่อยก๊าซ การเพิ่มขึ้นของความเข้มข้นเป็นสองเท่า ( C/C0 _{= 2) ภายในอีกหลายทศวรรษข้างหน้าจะสอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงแรงผลักดัน} ^{การแผ่รังสี} สะสม ( ΔF ) ที่ +3.71 W/ ^m²

แรงผลักดันการแผ่รังสีสามารถเป็นวิธีที่มีประโยชน์ในการเปรียบเทียบอิทธิพลของภาวะโลกร้อนที่เพิ่มขึ้นของก๊าซเรือนกระจกที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ที่แตกต่างกันไปตามกาลเวลา แรงผลักดันการแผ่รังสีของก๊าซเรือนกระจกที่มีอายุยืนยาวและผสมผสานกันได้ดีนั้นเพิ่มขึ้นในชั้นบรรยากาศของโลกนับตั้งแต่การปฏิวัติอุตสาหกรรม^{[ 6 ]}คาร์บอนไดออกไซด์มีผลกระทบมากที่สุดต่อแรงผลักดันทั้งหมด ในขณะที่มีเทนและคลอโรฟลูออโรคาร์บอน (CFCs) มีบทบาทน้อยลงเมื่อเวลาผ่านไป^{[ 6 ]}ก๊าซเรือนกระจกหลัก 5 ชนิด ( ไอน้ำคาร์บอนไดออกไซด์ มีเทนไนตรัสออกไซด์และโอโซน ) คิดเป็นประมาณ 96% ของแรงผลักดันการแผ่รังสีโดยตรงจากการเพิ่มขึ้นของก๊าซเรือนกระจกที่มีอายุยืนยาวตั้งแต่ปี 1750 ส่วนที่เหลืออีก 4% มาจากก๊าซ ฮาโลเจนรอง 15 ชนิด

แรงผลักดันการแผ่รังสีถูกกำหนดไว้ในรายงานการประเมินครั้งที่หกของ IPCCดังนี้: "การเปลี่ยนแปลงของฟลักซ์การแผ่รังสีสุทธิที่ลงมาลบด้วยฟลักซ์การแผ่รังสีที่ขึ้นไป (แสดงในหน่วย W/m² ⁾อันเนื่องมาจากการเปลี่ยนแปลงของตัวขับเคลื่อนภายนอกของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ เช่น การเปลี่ยนแปลงความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ (CO₂ ₎ความเข้มข้นของละอองลอยภูเขาไฟ หรือผลผลิตของดวงอาทิตย์" ^{[ 3 ] : 2245}

มีแรงผลักดันการแผ่รังสีประเภทต่างๆ ที่กำหนดไว้ในเอกสาร: ^{[ 3 ] : 2245}

• แรงผลักดันการแผ่รังสีที่ปรับตามชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์: "เมื่อคุณสมบัติทั้งหมดของชั้นบรรยากาศโทรโพสเฟียร์คงที่ตามค่าที่ไม่ถูกรบกวน และหลังจากที่อนุญาตให้อุณหภูมิในชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ หากถูกรบกวน ปรับตัวกลับเข้าสู่สมดุลการแผ่รังสีและพลศาสตร์"
• แรงผลักดันการแผ่รังสีแบบทันที: "ในกรณีที่ไม่ได้พิจารณาการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์"
• แรงผลักดันการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ : "เมื่อพิจารณาการปรับค่าทั้งในชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์และโทรโปสเฟียร์แล้ว"

สมดุลการแผ่รังสีของโลก (กล่าวคือ สมดุลระหว่างพลังงานที่ถูกดูดซับและพลังงานที่แผ่รังสี) เป็นตัวกำหนดอุณหภูมิเฉลี่ยของโลกสมดุลนี้เรียกอีกอย่างว่าสมดุลพลังงานของโลกการเปลี่ยนแปลงของสมดุลนี้เกิดขึ้นจากปัจจัยต่างๆ เช่น ความเข้มของพลังงานแสงอาทิตย์การสะท้อนแสงของเมฆหรือก๊าซ การดูดซับโดยก๊าซเรือนกระจกหรือพื้นผิวต่างๆ และการปล่อยความร้อนจากวัสดุต่างๆ การเปลี่ยนแปลงใดๆ ดังกล่าวเป็นการเปลี่ยนแปลงการแผ่รังสีซึ่งเมื่อรวมกับปฏิกิริยาตอบกลับทางภูมิอากาศแล้ว จะทำให้สมดุลเปลี่ยนแปลงไปในที่สุด กระบวนการนี้เกิดขึ้นอย่างต่อเนื่องเมื่อแสงแดดส่องกระทบพื้นผิวโลก เมฆและละอองลอยก่อตัว ความเข้มข้นของก๊าซในบรรยากาศเปลี่ยนแปลง และฤดูกาลเปลี่ยนแปลงพืชพรรณ บน พื้น ดิน

แรงผลักดันการแผ่รังสีเชิงบวกหมายความว่าโลกได้รับพลังงานจากแสงอาทิตย์มากกว่าที่แผ่รังสีออกไปสู่อวกาศ การได้รับพลังงานสุทธิเช่นนี้จะทำให้เกิดภาวะโลกร้อนในทางกลับกันแรงผลักดันการแผ่รังสีเชิงลบหมายความว่าโลกสูญเสียพลังงานออกไปสู่อวกาศมากกว่าที่ได้รับจากดวงอาทิตย์ ซึ่งจะทำให้เกิดภาวะโลกเย็นลง ( แสงสว่างของโลกลดลง )

การถ่ายเทพลังงานและสสารในระบบโลก-ชั้นบรรยากาศนั้นอยู่ภายใต้หลักการของอุณหพลศาสตร์สมดุลและโดยทั่วไปแล้วคืออุณหพลศาสตร์ไม่สมดุลในช่วงครึ่งแรกของศตวรรษที่ 20 นักฟิสิกส์ได้พัฒนาคำอธิบายที่ครอบคลุมเกี่ยวกับการถ่ายเทรังสีซึ่งพวกเขาเริ่มนำไปประยุกต์ใช้กับชั้นบรรยากาศของดาวฤกษ์และดาวเคราะห์ที่อยู่ในสมดุลรังสีการศึกษาเกี่ยวกับสมดุลรังสี-การพาความร้อน (RCE) ตามมาและพัฒนาขึ้นในช่วงทศวรรษ 1960 และ 1970 แบบจำลอง RCE เริ่มคำนึงถึงการไหลของสสารที่ซับซ้อนมากขึ้นภายในสมดุลพลังงาน เช่น การไหลจากวัฏจักรน้ำและด้วยเหตุนี้จึงสามารถอธิบายการสังเกตการณ์ได้ดีขึ้น

การประยุกต์ใช้แบบจำลองสมดุลอีกอย่างหนึ่งคือ การรบกวนในรูปแบบของการแทรกแซงจากภายนอกสามารถประมาณการการเปลี่ยนแปลงสถานะได้งาน RCE ได้กลั่นกรองสิ่งนี้เป็นกรอบการทำงานแบบป้อนกลับของแรงกระทำสำหรับการเปลี่ยนแปลง และสร้าง ผลลัพธ์ ความไวต่อสภาพภูมิอากาศที่สอดคล้องกับผลลัพธ์จากGCM กรอบแนวคิดนี้ยืนยันว่าการรบกวนที่เป็นเนื้อเดียวกัน (ซึ่งถูกกำหนดให้มีผลต่อสมดุลพลังงานที่ชั้นบนสุดของชั้นบรรยากาศ) จะได้รับการตอบสนองที่ช้าลง (สัมพันธ์กับการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพื้นผิวของดาวเคราะห์มากหรือน้อย) เพื่อนำระบบไปสู่สถานะสมดุลใหม่แรงกระทำจากรังสีเป็นคำที่ใช้เพื่ออธิบายการรบกวนเหล่านี้และได้รับความนิยมอย่างแพร่หลายในวรรณกรรมในช่วงทศวรรษ 1980 ^{[ 5 ] : 19–23}

แนวคิดเรื่องแรงผลักดันการแผ่รังสีได้พัฒนาจากข้อเสนอเริ่มต้น ซึ่งปัจจุบันเรียกว่าแรงผลักดันการแผ่รังสีทันที (IRF) ไปสู่ข้อเสนออื่นๆ ที่มุ่งเชื่อมโยงความไม่สมดุลของการแผ่รังสีกับภาวะโลกร้อน (อุณหภูมิเฉลี่ยพื้นผิวโลก) ได้ดียิ่งขึ้น ตัวอย่างเช่น นักวิจัยได้อธิบายในปี 2546 ว่าแรงผลักดันโทรโพสเฟียร์และสตราโตสเฟียร์ที่ปรับแล้วสามารถนำมาใช้ในแบบจำลองการหมุนเวียนทั่วไปได้อย่างไร^{[ 7 ]}

แรงผลักดันการแผ่รังสีที่ปรับแล้ว ในวิธีการคำนวณที่แตกต่างกัน จะประมาณค่าความไม่สมดุลเมื่ออุณหภูมิในชั้นสตราโตสเฟียร์ได้รับการแก้ไขเพื่อให้เกิดสมดุลการแผ่รังสีในชั้นสตราโตสเฟียร์ (ในแง่ของอัตราการให้ความร้อนจากการแผ่รังสีเป็นศูนย์) วิธีการใหม่นี้ไม่ได้ประมาณค่าการปรับหรือผลตอบรับ ใดๆ ที่อาจเกิดขึ้นในชั้นโทรโปสเฟียร์ (นอกเหนือจากการปรับอุณหภูมิในชั้นสตราโตสเฟียร์) เพื่อจุดประสงค์นั้นจึงมีการนำ คำจำกัดความอื่นมาใช้ ซึ่งเรียกว่า แรงผลักดันการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ^{[ 8 ]}โดยทั่วไป ERF เป็นคำแนะนำของการวิเคราะห์แรงผลักดันการแผ่รังสีของ CMIP6 ^{[ 9 ]}แม้ว่าวิธีการปรับชั้นสตราโตสเฟียร์จะยังคงถูกนำไปใช้ในกรณีที่การปรับและผลตอบรับในชั้นโทรโปสเฟียร์ถือว่าไม่สำคัญ เช่น ในกรณีของก๊าซเรือนกระจกและโอโซนที่ผสมกันอย่างดี^{[ 10 ] [ 11 ]}วิธีการที่เรียกว่าวิธีการเคอร์เนลการแผ่รังสีช่วยให้สามารถประมาณผลตอบรับของสภาพภูมิอากาศภายในการคำนวณแบบออฟไลน์โดยอาศัยการประมาณเชิงเส้น^{[ 12 ]}

แรงผลักดันการแผ่รังสีถูกนำมาใช้เพื่อวัดปริมาณความแรงของปัจจัยทางธรรมชาติและที่มนุษย์สร้างขึ้นต่างๆ ที่ส่งผลต่อความไม่สมดุลของพลังงานบนโลกเมื่อเวลาผ่านไป กลไกทางกายภาพโดยละเอียดที่ปัจจัยเหล่านี้ทำให้โลกมีอุณหภูมิสูงขึ้นหรือลดลงนั้นมีความหลากหลาย แรงผลักดันการแผ่รังสีช่วยให้สามารถเปรียบเทียบผลกระทบของปัจจัยใดปัจจัยหนึ่งกับปัจจัยอื่นๆ ได้

ตัวชี้วัดอีกตัวหนึ่งที่เรียกว่าแรงผลักดันการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพหรือ ERF จะขจัดผลกระทบของการปรับตัวอย่างรวดเร็ว (ที่เรียกว่า "การตอบสนองอย่างรวดเร็ว") ภายในชั้นบรรยากาศที่ไม่เกี่ยวข้องกับการตอบสนองของอุณหภูมิพื้นผิวในระยะยาว ERF หมายความว่าปัจจัยขับเคลื่อนการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศสามารถวางบนสนามแข่งขันที่เท่าเทียมกันมากขึ้น เพื่อให้สามารถเปรียบเทียบผลกระทบและมุมมองที่สอดคล้องกันมากขึ้นเกี่ยวกับวิธีที่อุณหภูมิพื้นผิวโลกตอบสนองต่อแรงผลักดันของมนุษย์ประเภทต่างๆ^{[ 14 ]}

แรงผลักดันจากการแผ่รังสีและปฏิกิริยาตอบกลับของสภาพภูมิอากาศสามารถนำมาใช้ร่วมกันเพื่อประมาณการการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพื้นผิวในสภาวะคงที่ (มักเรียกว่า "สมดุล") (Δ T _s ) โดยใช้สมการ:

${\displaystyle \Delta T_{s}=~{\tilde {\lambda }}~\Delta F}$

โดยทั่วไป หมายถึง พารามิเตอร์ ความไวต่อสภาพภูมิอากาศซึ่งมักมีหน่วยเป็น K/(W/m² ⁾และ ΔF คือแรงผลักดันการแผ่รังสีในหน่วย W/m² ^[ 15 ^{]ค่าประมาณ}ของ ได้มาจากการผกผันของพารามิเตอร์การป้อนกลับของสภาพภูมิอากาศที่มีหน่วยเป็น (W/m² ⁾ /K ค่าประมาณของ แสดงให้เห็นว่าอุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้นประมาณ 1.6 K เหนืออุณหภูมิอ้างอิงในปี 1750 เนื่องจากการเพิ่มขึ้นของ CO₂ _ในช่วงเวลานั้น (278 ถึง 405 ppm สำหรับแรงผลักดัน 2.0 W/m² ⁾และคาดการณ์ว่าอุณหภูมิจะสูงขึ้นอีก 1.4 K เหนืออุณหภูมิปัจจุบัน หากอัตราส่วนการผสมของ CO₂ _ในบรรยากาศเพิ่มขึ้นเป็นสองเท่าของค่าก่อนยุคอุตสาหกรรม การคำนวณทั้งสองนี้ถือว่าไม่มีแรงผลักดันอื่น ๆ^{[ 16 ]}${\displaystyle {\tilde {\lambda }}}$${\displaystyle {\tilde {\lambda }}}$${\displaystyle \lambda }$${\displaystyle {\tilde {\lambda }}\approx 0.8}$

ในอดีต แรงผลักดันจากการแผ่รังสีแสดงให้เห็นถึงความสามารถในการทำนายที่ดีที่สุดสำหรับแรงผลักดันบางประเภท เช่น ก๊าซเรือนกระจก แต่มีประสิทธิภาพน้อยกว่าสำหรับอิทธิพลจากกิจกรรมของมนุษย์อื่นๆเช่นเขม่า^{[ 14 ]}

สมดุลการแผ่รังสีทั่วโลกของโลกผันผวนไปตามการหมุนและการโคจรของโลกรอบดวงอาทิตย์ รวมถึงการเกิดและสลายตัวของความผิดปกติทางความร้อนในระดับโลกภายในระบบภาคพื้นดิน มหาสมุทร และชั้นบรรยากาศ (เช่นENSO ) ^{[ 17 ]}ด้วยเหตุนี้ 'แรงผลักดันการแผ่รังสีทันที' (IRF) ของโลกจึงมีความเปลี่ยนแปลงตลอดเวลาและผันผวนตามธรรมชาติระหว่างสภาวะที่ร้อนขึ้นและเย็นลงโดยรวม การรวมกันของ กระบวนการ เป็นระยะและซับซ้อนที่ก่อให้เกิดการเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติเหล่านี้ โดยทั่วไปจะกลับคืนสู่สภาวะเดิมในช่วงเวลาที่ยาวนานถึงสองสามปีเพื่อให้ได้ค่าเฉลี่ย IRF สุทธิเป็นศูนย์ ความผันผวนดังกล่าวยังบดบังแนวโน้มแรงผลักดันในระยะยาว (หลายทศวรรษ) อันเนื่องมาจากกิจกรรมของมนุษย์ และทำให้การสังเกตแนวโน้มดังกล่าวโดยตรงเป็นเรื่องยาก^{[ 18 ]}

สมดุลการแผ่รังสีของโลกได้รับการตรวจสอบอย่างต่อเนื่องโดย เครื่องมือ Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) ของ NASA ตั้งแต่ปี 1998 ^{[ 20 ] [ 21 ]}การสแกนโลกแต่ละครั้งจะให้ค่าประมาณของสมดุลการแผ่รังสีทันทีทั้งหมด (ท้องฟ้าทั้งหมด) บันทึกข้อมูลนี้บันทึกทั้งความผันผวนตามธรรมชาติและอิทธิพลของมนุษย์ต่อ IRF รวมถึงการเปลี่ยนแปลงของก๊าซเรือนกระจก ละอองลอย พื้นผิวโลก ฯลฯ บันทึกนี้ยังรวมถึงการตอบสนองการแผ่รังสีที่ล่าช้าต่อความไม่สมดุลของการแผ่รังสี ซึ่งเกิดขึ้นส่วนใหญ่ผ่านทางปฏิกิริยาตอบกลับของระบบโลกในอุณหภูมิ ค่าอัลเบโดของพื้นผิว ไอน้ำในบรรยากาศ และเมฆ^{[ 22 ] [ 23 ]}

นักวิจัยได้ใช้การวัดจาก CERES, AIRS , CloudSatและเครื่องมืออื่นๆ ที่ติดตั้งบนดาวเทียมภายในระบบสังเกตการณ์โลก ของ NASA เพื่อแยกส่วนที่เกิดจากความผันผวนตามธรรมชาติและผลตอบรับของระบบ การลบส่วนที่เกิดจากความผันผวนเหล่านี้ออกจากบันทึกข้อมูลหลายปีทำให้สามารถสังเกตแนวโน้มที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ใน IRF ที่ระดับบนสุดของชั้นบรรยากาศ (TOA) ได้ การวิเคราะห์ข้อมูลยังดำเนินการในลักษณะที่มีประสิทธิภาพในการคำนวณและเป็นอิสระจาก วิธีการและผลลัพธ์ การสร้างแบบจำลอง ที่เกี่ยวข้องส่วนใหญ่ ดังนั้นจึงสังเกตได้โดยตรงว่าแรงผลักดันการแผ่รังสีเพิ่มขึ้น +0.53 W m ⁻²  (±0.11 W m ⁻² ) ตั้งแต่ปี 2003 ถึง 2018 ประมาณ 20% ของการเพิ่มขึ้นเกี่ยวข้องกับการลดลงของปริมาณละอองลอยในชั้นบรรยากาศ และส่วนใหญ่ 80% ที่เหลือเกิดจากปริมาณก๊าซเรือนกระจกที่เพิ่มขึ้น^{[ 18 ] [ 24 ] [ 25 ]}

แนวโน้มที่เพิ่มขึ้นของความไม่สมดุลของการแผ่รังสีเนื่องจาก CO2 ทั่วโลกที่เพิ่มขึ้นได้_รับการสังเกตมาก่อนโดยเครื่องมือภาคพื้นดิน ตัวอย่างเช่น การวัดดังกล่าวได้รับการรวบรวมแยกต่างหากภายใต้สภาพท้องฟ้าแจ่มใสที่ สถานี วัดการแผ่รังสีบรรยากาศ (ARM) สองแห่งในโอคลาโฮมาและอลาสก้า^{[ 26 ]}การสังเกตโดยตรงแต่ละครั้งพบว่าความร้อนจากการแผ่รังสี (อินฟราเรด) ที่เกี่ยวข้องซึ่งผู้อยู่อาศัยบนพื้นผิวได้รับเพิ่มขึ้น +0.2 W m ⁻²  (±0.07 W m ⁻² ) ในช่วงทศวรรษที่สิ้นสุดในปี 2010 ^{[ 27 ] [ 28 ]}นอกจากจะเน้นที่การแผ่รังสีคลื่นยาวและก๊าซบังคับที่มีอิทธิพลมากที่สุด (CO2 ₎เท่านั้น ผลลัพธ์นี้ยังมีสัดส่วนน้อยกว่าการบังคับ TOA เนื่องจากการบัฟเฟอร์โดยการดูดซับของบรรยากาศ

แรงผลักดันการแผ่รังสีสามารถประเมินได้จากความขึ้นอยู่กับปัจจัยต่างๆ ที่อยู่นอกระบบภูมิอากาศ^{[ 29 ]}การประมาณค่าพื้นฐานที่สรุปไว้ในส่วนต่อไปนี้ได้มา (รวบรวม) ตามหลักการพื้นฐานของฟิสิกส์ของสสารและพลังงาน แรงผลักดัน (ΔF) แสดงออกมาในรูปของการเปลี่ยนแปลงบนพื้นผิวทั้งหมดของดาวเคราะห์และในช่วงเวลาที่กำหนด การประมาณค่าอาจมีความสำคัญในบริบทของแรงผลักดันภูมิอากาศโลกในช่วงเวลาหลายทศวรรษหรือนานกว่านั้น^{[ 5 ]} การประมาณค่าแรงผลักดันก๊าซที่นำเสนอในรายงาน AR6 ของ IPCC ได้รับการปรับปรุงเพื่อรวมสิ่งที่เรียกว่า "ปฏิกิริยาตอบกลับอย่างรวดเร็ว" (บวกหรือลบ) ซึ่งเกิดขึ้นผ่านการตอบสนองของบรรยากาศ (เช่นแรงผลักดันการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ )

สำหรับก๊าซเรือนกระจกที่ผสมกันอย่างดีแล้ว สามารถใช้ รหัสการถ่ายเทรังสีที่ตรวจสอบแต่ละเส้นสเปกตรัมเพื่อหาเงื่อนไขของบรรยากาศ เพื่อคำนวณแรงกระทำ ΔF เป็นฟังก์ชันของการเปลี่ยนแปลงความเข้มข้นของก๊าซนั้น การคำนวณเหล่านี้สามารถลดรูปให้อยู่ในรูปแบบพีชคณิตที่เฉพาะเจาะจงสำหรับก๊าซนั้นได้

นิพจน์การประมาณอันดับแรกที่ง่ายขึ้นสำหรับคาร์บอนไดออกไซด์ (CO ₂ ) คือ: ^{[ 31 ]}

${\displaystyle \Delta F=5.35\times \ln {(C_{0}+\Delta C) \over C_{0}}~~(\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2})\,}$,

โดยที่C ₀คือความเข้มข้นอ้างอิงในหน่วยส่วนต่อล้านส่วน (ppm) โดยปริมาตร และΔCคือการเปลี่ยนแปลงความเข้มข้นในหน่วย ppm สำหรับการศึกษาบางอย่าง (เช่น ความไวต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ) C ₀จะถูกกำหนดให้เป็นความเข้มข้นก่อนการเปลี่ยนแปลงที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์อย่างมีนัยสำคัญ และมีค่าเท่ากับ 278 ppm ตามที่ประมาณการไว้สำหรับปี ค.ศ. 1750

ภาระของก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศอันเนื่องมาจากกิจกรรมของมนุษย์เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วเป็นพิเศษในช่วงหลายทศวรรษที่ผ่านมา (ตั้งแต่ประมาณปี 1950) สำหรับคาร์บอนไดออกไซด์ การเพิ่มขึ้น 50% ( C/C0 ₌ 1.5) ที่เกิดขึ้นในปี 2020 นับตั้งแต่ปี 1750 สอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงแรงผลักดันการแผ่รังสีสะสม (delta F) ที่ +2.17 W/m² ^{[ 6 ] หาก} สมมติว่าไม่มีการเปลี่ยนแปลงในเส้นทางการเติบโตของการปล่อยก๊าซ การเพิ่มขึ้นของความเข้มข้นเป็นสองเท่า ( C/C0 ₌ 2) ภายในอีกหลายทศวรรษข้างหน้าจะสอดคล้องกับการ เปลี่ยนแปลง แรงผลักดันการแผ่รังสีสะสม (delta F) ที่ +3.71 W/ ^m²

ความสัมพันธ์ระหว่าง CO2 _และแรงผลักดันการแผ่รังสีเป็นแบบลอการิทึมที่ความเข้มข้นสูงถึงประมาณแปดเท่าของค่าปัจจุบัน^{[ 32 ]}ดังนั้นการเพิ่มความเข้มข้นคงที่จึงมีผลต่อภาวะโลกร้อนน้อยลงเรื่อยๆ อย่างไรก็ตาม การประมาณค่าอันดับแรกไม่ถูกต้องที่ความเข้มข้นสูงขึ้น และไม่มีการอิ่มตัวในการดูดซับรังสีอินฟราเรดโดย CO2 _[ ^{33 ]}มีการเสนอหลายกลไกที่อยู่เบื้องหลังการปรับขนาดแบบลอการิทึม แต่การกระจายสเปกตรัมของคาร์บอนไดออกไซด์ดูเหมือนจะเป็นสิ่งสำคัญ^{[ 34 ]}โดยเฉพาะอย่างยิ่งการขยายตัวในแถบ 15 μm ที่เกี่ยวข้อง^ซึ่งมาจากการเรโซแนนซ์เฟอร์มิที่มีอยู่ในโมเลกุล^{[ 35 ] [ 36 ] [ 37 ]}

สูตรที่แตกต่างกันเล็กน้อยจะใช้ได้กับก๊าซเรือนกระจกชนิดอื่นๆ ที่มีปริมาณน้อย เช่นมีเทนและไนโตรเจน₂O (การพึ่งพาแบบรากที่สอง) หรือ CFCs (เชิงเส้น) โดยมีสัมประสิทธิ์ที่อาจพบได้ในรายงาน IPCC เป็นต้น ^{[ 38 ]}การศึกษาในปี 2016 ชี้ให้เห็นถึงการแก้ไขสูตรมีเทนของ IPCC อย่างมีนัยสำคัญ ^{[ 39 ]}แรงผลักดันจากก๊าซติดตามที่มีอิทธิพลมากที่สุดในชั้นบรรยากาศของโลกถูกรวมอยู่ในส่วนที่อธิบายแนวโน้มการเติบโตล่าสุดและในรายการก๊าซเรือนกระจกของ IPCC

ไอน้ำเป็นก๊าซเรือนกระจกหลักของโลกในปัจจุบัน ซึ่งรับผิดชอบประมาณครึ่งหนึ่งของแรงผลักดันก๊าซในบรรยากาศทั้งหมด ความเข้มข้นโดยรวมของไอน้ำในบรรยากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิเฉลี่ยของดาวเคราะห์เกือบทั้งหมด และมีศักยภาพที่จะเพิ่มขึ้นได้มากถึง 7% ทุกๆ 1 องศาเซลเซียส (°C) ที่อุณหภูมิสูงขึ้น (ดูเพิ่มเติม: ความสัมพันธ์ของ Clausius–Clapeyron ) ^{[ 40 ]}ดังนั้นในช่วงเวลาที่ยาวนาน ไอน้ำจึงทำหน้าที่เป็นระบบป้อนกลับที่ขยายแรงผลักดันการแผ่รังสีที่เกิดจากการเพิ่มขึ้นของคาร์บอนไดออกไซด์และก๊าซติดตามอื่นๆ^{[ 41 ] [ 42 ]}

ความเข้มของการแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์รวมถึงความยาวคลื่นทั้งหมดเรียกว่า การแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์รวม ( Total Solar Irradianceหรือ TSI) และโดยเฉลี่ยคือค่าคงที่ของดวงอาทิตย์มีค่าเท่ากับประมาณ 1361 W m ⁻²ที่ระยะห่างของรัศมีวงโคจรเฉลี่ยรายปีของโลกที่หนึ่งหน่วยดาราศาสตร์และวัดที่ชั้นบรรยากาศด้านบน^{[ 43 ]} TSI ของโลกแปรผันตามทั้งกิจกรรมของดวงอาทิตย์และพลศาสตร์วงโคจรของดาวเคราะห์ เครื่องมือบนดาวเทียมหลายเครื่องรวมถึงERB , ACRIM 1-3 , VIRGOและTIM ^{[ 44 ] [ 45 ]}ได้วัด TSI อย่างต่อเนื่องด้วยความแม่นยำและความเที่ยงตรง ที่เพิ่มขึ้น ตั้งแต่ปี 1978 ^{[ 46 ]}

เมื่อประมาณโลกเป็นทรงกลมพื้นที่หน้าตัดที่สัมผัสกับดวงอาทิตย์ ( ) จะเท่ากับหนึ่งในสี่ของพื้นที่ผิวโลก ( ) ดังนั้น ปริมาณรังสีจากดวงอาทิตย์เฉลี่ยทั่วโลกและรายปีต่อตารางเมตรของพื้นผิวชั้นบรรยากาศของโลก ( ) จึงเท่ากับหนึ่งในสี่ของ TSI และมีค่าคงที่เกือบตลอดเวลา ${\textstyle \pi r^{2}}$${\textstyle 4\pi r^{2}}$${\textstyle I_{0}}$${\textstyle I_{0}=340~~\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2}}$

โลกโคจรเป็นรูปวงรีรอบดวงอาทิตย์ ดังนั้นค่า TSI ที่ได้รับในแต่ละช่วงเวลาจะผันผวนระหว่างประมาณ 1321 W m ⁻² (ที่จุดไกลดวงอาทิตย์ในต้นเดือนกรกฎาคม) และ 1412 W m ⁻² (ที่จุดใกล้ดวงอาทิตย์ในต้นเดือนมกราคม) และด้วยเหตุนี้จึงเปลี่ยนแปลงประมาณ ±3.4% ในแต่ละปี^{[ 47 ]}การเปลี่ยนแปลงของความเข้มของรังสีนี้มีอิทธิพลเพียงเล็กน้อยต่อรูปแบบสภาพอากาศตามฤดูกาลของโลกและเขตภูมิอากาศซึ่งส่วนใหญ่เป็นผลมาจากวัฏจักรประจำปีของทิศทางการเอียงสัมพัทธ์ของโลก^{[ 48 ]}วัฏจักรที่เกิดขึ้นซ้ำๆ เช่นนี้ก่อให้เกิดแรงกระทำสุทธิเป็นศูนย์ (ตามคำจำกัดความ) ในบริบทของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่ยาวนานหลายทศวรรษ

ค่า TSI เฉลี่ยรายปีจะแตกต่างกันไประหว่างประมาณ 1360 W m ⁻²และ 1362 W m ⁻² (±0.05% ) ตลอดวงจรการเกิดจุดดวงอาทิตย์ ทั่วไป 11 ปี ^{[ 49 ]}มีการบันทึกการสังเกตจุดดวงอาทิตย์มาตั้งแต่ประมาณปี 1600 และแสดงให้เห็นหลักฐานของการแกว่งที่ยาวนานกว่า (วงจร Gleissberg, วงจร Devries/Seuss เป็นต้น) ซึ่งปรับเปลี่ยนวงจร 11 ปี (วงจร Schwabe) แม้จะมีพฤติกรรมที่ซับซ้อนเช่นนี้ แต่แอมพลิจูดของวงจร 11 ปีก็เป็นการเปลี่ยนแปลงที่โดดเด่นที่สุดตลอดบันทึกการสังเกตระยะยาวนี้^{[ 50 ]}

ความแปรผันของ TSI ที่เกี่ยวข้องกับจุดดวงอาทิตย์มีส่วนทำให้เกิดแรงผลักดันสุทธิเล็กน้อยแต่ไม่ใช่ศูนย์ในบริบทของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในรอบทศวรรษ^{[ 46 ]}งานวิจัยบางชิ้นชี้ให้เห็นว่าอาจมีอิทธิพลต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศในช่วงยุคน้ำแข็งน้อยควบคู่ไปกับการเปลี่ยนแปลงที่เกิดขึ้นพร้อมกันในกิจกรรมภูเขาไฟและการตัดไม้ทำลายป่า^{[ 51 ]}ตั้งแต่ปลายศตวรรษที่ 20 ค่าเฉลี่ยของ TSI มีแนวโน้มลดลงเล็กน้อยควบคู่ไปกับแนวโน้มที่ลดลงของกิจกรรมจุดดวงอาทิตย์^{[ 52 ]}

การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่เกิดจากความแปรปรวนของความเข้มแสงอาทิตย์เกิดขึ้นในช่วงวัฏจักร Milankovitch ซึ่งมีระยะเวลาราว 40,000 ถึง 100,000 ปี วัฏจักร Milankovitch ประกอบด้วยวัฏจักรระยะยาวของความเยื้องศูนย์กลางวงโคจรของโลก (หรือความเป็นวงรี ) วัฏจักรของความเอียงของวงโคจร (หรือความเอียงของแกนหมุน ) และการหมุนควงของทิศทางความเอียงสัมพัทธ์^{[ 53 ]}ในบรรดาวัฏจักรเหล่านี้ วัฏจักร 100,000 ปีของความเยื้องศูนย์กลางทำให้ TSI ผันผวนประมาณ ±0.2% ^{[ 54 ]}ปัจจุบัน ความเยื้องศูนย์กลางของโลกกำลังเข้าใกล้ความเป็นวงรีน้อยที่สุด (เป็นวงกลมมากที่สุด) ทำให้ TSI เฉลี่ยรายปีลดลงอย่างช้าๆ^{[ 53 ]} การจำลองยังบ่งชี้ว่าพลศาสตร์วงโคจรของโลกจะยังคงมีเสถียรภาพรวมถึงความแปรปรวนเหล่านี้อย่างน้อยอีก 10 ล้านปีข้างหน้า^{[ 55 ]}

ดวงอาทิตย์ใช้เชื้อเพลิงไฮโดรเจนไปประมาณครึ่งหนึ่งนับตั้งแต่ก่อตัวขึ้นเมื่อประมาณ 4.5 พันล้านปีก่อน^{[ 56 ]} TSI จะยังคงเพิ่มขึ้นอย่างช้าๆ ในระหว่างกระบวนการแก่ตัวในอัตราประมาณ 1% ทุกๆ 100 ล้านปี อัตราการเปลี่ยนแปลงดังกล่าวน้อยเกินกว่าจะตรวจจับได้ด้วยการวัดและไม่มีนัยสำคัญในระยะเวลาของมนุษย์

ตารางที่แนบมานี้สรุปค่าความแปรผันเชิงเศษส่วนสูงสุด (Δτ) ของความเข้มแสงอาทิตย์ที่ตกกระทบโลกในช่วงทศวรรษที่ผ่านมา โดยแต่ละความแปรผันที่กล่าวถึงข้างต้นมีส่วนทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงดังนี้:

${\displaystyle \Delta F=~I_{0}\times (1-R)\times \Delta \tau ~~=~238\times \Delta \tau ~~(\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2})\,}$,

โดยที่ R=0.30 คือค่าการสะท้อนแสงของโลก คาดว่าแรงผลักดันการแผ่รังสีและสภาพภูมิอากาศที่เกิดจากการเปลี่ยนแปลงของการแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์จะยังคงมีน้อย แม้ว่าจะ มีฟิสิกส์ของดวงอาทิตย์บางอย่างที่ยังไม่ถูกค้นพบก็ตาม^{[ 52 ] [ 58 ]}

รังสีจากดวงอาทิตย์ที่ตกกระทบส่วนหนึ่งจะถูกสะท้อนโดยเมฆและละอองลอย มหาสมุทรและภูมิประเทศ หิมะและน้ำแข็ง พืชพรรณ และลักษณะพื้นผิวอื่นๆ ทั้งที่เป็นธรรมชาติและที่มนุษย์สร้างขึ้น ส่วนที่สะท้อนนี้เรียกว่าค่าอัลเบโด ของโลก (R) ซึ่งประเมินที่ชั้นบรรยากาศด้านบน และมีค่าเฉลี่ยทั่วโลกต่อปีประมาณ 0.30 (30%) สัดส่วนโดยรวมของพลังงานแสงอาทิตย์ที่โลกดูดซับคือ (1−R) หรือ 0.70 (70%) ^{[ 59 ]}

องค์ประกอบของบรรยากาศมีส่วนทำให้เกิดค่าอัลเบโดของโลกประมาณสามในสี่ และเมฆเพียงอย่างเดียวก็มีส่วนรับผิดชอบถึงครึ่งหนึ่ง บทบาทสำคัญของเมฆและไอน้ำนั้นเชื่อมโยงกับการมีอยู่ของน้ำเหลวส่วนใหญ่ที่ปกคลุมเปลือกโลกรูปแบบทั่วโลกของการก่อตัวและการหมุนเวียนของเมฆมีความซับซ้อนมาก โดยมีการเชื่อมโยงกับการไหลของความร้อนในมหาสมุทร และกระแสลมกรดช่วยในการขนส่งอย่างรวดเร็ว ยิ่งไปกว่านั้น ค่าอัลเบโดของซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้ของโลกนั้นพบว่ามีค่าเท่ากันโดยพื้นฐาน (ภายใน 0.2%) ซึ่งเป็นสิ่งที่น่าสังเกต เนื่องจากพื้นที่มากกว่าสองในสามและประชากรมนุษย์ 85% อยู่ในซีกโลกเหนือ^{[ 60 ]}

เครื่องมือตรวจวัดจากดาวเทียมหลายชนิด รวมถึงMODIS , VIIRsและCERESได้ตรวจสอบค่าอัลเบโดของโลกอย่างต่อเนื่องตั้งแต่ปี 1998 ^{[ 61 ]} ภาพถ่ายจากดาวเทียม Landsat ซึ่งมีให้ใช้งานตั้งแต่ปี 1972 ก็ถูกนำมาใช้ในการศึกษาบางส่วนเช่นกัน ^{[ 62 ]}ความแม่นยำในการวัดดีขึ้นและผลลัพธ์มีความสอดคล้องกันมากขึ้นในช่วงไม่กี่ปีที่ผ่านมา ทำให้สามารถประเมินอิทธิพลของการเปลี่ยนแปลงค่าอัลเบโดของดาวเคราะห์ในช่วงทศวรรษที่ผ่านมาได้อย่างมั่นใจมากขึ้น^{[ 60 ]}อย่างไรก็ตาม ข้อมูลที่มีอยู่ยังสั้นเกินไปที่จะสนับสนุนการคาดการณ์ในระยะยาวหรือเพื่อตอบคำถามอื่นๆ ที่เกี่ยวข้อง

การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลของค่าอัลเบโดของดาวเคราะห์สามารถเข้าใจได้ว่าเป็นชุดของปฏิกิริยาตอบกลับของระบบที่เกิดขึ้นส่วนใหญ่เพื่อตอบสนองต่อวัฏจักรประจำปีของทิศทางการเอียงสัมพัทธ์ของโลก นอกเหนือจากการตอบสนองของบรรยากาศแล้ว สิ่งที่เห็นได้ชัดเจนที่สุดสำหรับผู้ที่อาศัยอยู่บนพื้นผิวคือการเปลี่ยนแปลงของพืชพรรณ หิมะ และการปกคลุมของน้ำแข็งในทะเล การเปลี่ยนแปลงภายในปีประมาณ ±0.02 (± 7%) รอบค่าอัลเบโดเฉลี่ยของโลกได้รับการสังเกตตลอดทั้งปี โดยมีค่าสูงสุดเกิดขึ้นสองครั้งต่อปีใกล้กับเวลาของวิษุวัตสุริยะแต่ละครั้ง^{[ 60 ]} วัฏจักรที่ซ้ำกันนี้มีส่วนทำให้เกิดแรงผลักดันสุทธิเป็นศูนย์ในบริบทของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่ยาวนานหลายทศวรรษ

ค่าอัลเบโดของแต่ละภูมิภาคเปลี่ยนแปลงไปในแต่ละปี เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงที่เกิดจากกระบวนการทางธรรมชาติ การกระทำของมนุษย์ และปฏิกิริยาตอบกลับของระบบ ตัวอย่างเช่น การตัดไม้ทำลายป่า ของมนุษย์ มักจะเพิ่มค่าการสะท้อนแสงของโลก ในขณะที่การกักเก็บน้ำและการชลประทานในพื้นที่แห้งแล้งอาจทำให้ค่าอัลเบโดลดลง ในทำนองเดียวกัน เมื่อพิจารณาถึงปฏิกิริยาตอบกลับการสูญเสียน้ำแข็งในแถบอาร์กติกจะลดค่าอัลเบโด ในขณะที่การขยายตัวของทะเลทรายในละติจูดต่ำถึงกลางจะเพิ่มค่าอั ลเบโด

ในช่วงปี 2000-2012 ไม่พบแนวโน้มโดยรวมของค่าอัลเบโดของโลกภายในค่าเบี่ยงเบนมาตรฐาน 0.1% ของค่าที่วัดโดย CERES ^{[ 60 ]} ควบคู่ไปกับความเท่าเทียมกันของซีกโลก นักวิจัยบางคนตีความความแตกต่างระหว่างปีที่น้อยมากอย่างน่าทึ่งว่าเป็นหลักฐานว่าค่าอัลเบโดของดาวเคราะห์อาจถูกจำกัดโดยการทำงานของระบบป้อนกลับที่ซับซ้อน อย่างไรก็ตาม หลักฐานทางประวัติศาสตร์ยังชี้ให้เห็นว่าเหตุการณ์ที่ไม่บ่อยนัก เช่นการระเบิดของภูเขาไฟ ครั้งใหญ่ สามารถรบกวนค่าอัลเบโดของดาวเคราะห์ได้อย่างมีนัยสำคัญเป็นเวลาหลายปีหรือนานกว่านั้น^{[ 63 ]}

ตารางที่แนบมานี้สรุปค่า การเปลี่ยนแปลงเศษส่วน (Δ α ) ของค่าอัลเบโดของโลกที่วัดได้ในช่วงทศวรรษแรกของศตวรรษที่ 21 เช่นเดียวกับ TSI แรงผลักดันการแผ่รังสีเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงเศษส่วนของค่าอัลเบโดของดาวเคราะห์ (Δ α ) คือ:

${\displaystyle \Delta F=~-I_{0}\times R\times \Delta \alpha ~~=~-102\times \Delta \alpha ~~(\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2})\,}$.

การสังเกตการณ์จากดาวเทียมแสดงให้เห็นว่าการตอบสนองของระบบโลกต่างๆ ได้ทำให้ค่าอัลเบโดของดาวเคราะห์คงที่ แม้ว่าจะมีการเปลี่ยนแปลงที่เกิดขึ้นตามธรรมชาติและเกิดจากมนุษย์เมื่อเร็วๆ นี้ก็ตาม^{[ 61 ]} ในระยะเวลาที่ยาวนานขึ้น ยังไม่แน่ชัดว่าแรงสุทธิที่เกิดจากการเปลี่ยนแปลงภายนอกดังกล่าวจะยังคงน้อยอยู่หรือไม่

แรงผลักดันการแผ่รังสี (อิทธิพลของความร้อน) ของก๊าซเรือนกระจกในบรรยากาศที่มีอายุยืนยาวเพิ่มขึ้นเกือบสองเท่าตั้งแต่ปี พ.ศ. 2522 ^{[ 64 ]}

การเติบโตของยุคอุตสาหกรรมในความเข้มข้นของก๊าซเทียบเท่า CO2 และ AGGI ตั้งแต่ปี 1750 ^{[ 65 ]}

อัตราการเติบโตประจำปีของแรงผลักดันก๊าซโดยรวมยังคงทรงตัวอยู่ที่ประมาณ 2% ตั้งแต่ปี พ.ศ. 2522 ^{[ 6 ]}

IPCC สรุปฉันทามติทางวิทยาศาสตร์ในปัจจุบันเกี่ยวกับการเปลี่ยนแปลงแรงผลักดันการแผ่รังสีดังนี้: "แรงผลักดันการแผ่รังสีที่เกิดจากมนุษย์ 2.72 [1.96 ถึง 3.48] W/m² ^ในปี 2019 เมื่อเทียบกับปี 1750 ทำให้ระบบภูมิอากาศร้อนขึ้น การร้อนขึ้นนี้ส่วนใหญ่เกิดจากความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจกที่เพิ่มขึ้น ซึ่งลดลงบางส่วนจากการเย็นตัวลงเนื่องจากความเข้มข้นของละอองลอยที่เพิ่มขึ้น" ^{[ 1 ] : 11}

แรงผลักดันจากการแผ่รังสีสามารถเป็นวิธีที่มีประโยชน์ในการเปรียบเทียบอิทธิพลของการเพิ่มอุณหภูมิจากก๊าซเรือนกระจกที่เกิดจากกิจกรรมของมนุษย์ที่แตกต่างกันไปตามกาลเวลา

แรงผลักดันการแผ่รังสีของก๊าซเรือนกระจกที่มีอายุยืนยาวและผสมกันได้ดีนั้นเพิ่มขึ้นในชั้นบรรยากาศของโลกนับตั้งแต่การปฏิวัติอุตสาหกรรม^{[ 6 ]}ตารางนี้รวมถึงการมีส่วนร่วมโดยตรงจากคาร์บอนไดออกไซด์ (CO ₂ ) และมีเทน ( CH )₄ไนตรัสออกไซด์ ( N )₂O ); คลอโรฟลูออโรคาร์บอน (CFCs) 12และ11 ; และก๊าซฮาโล เจนอื่นๆ อีก 15 ชนิด ^{[ 66 ]}ข้อมูลเหล่านี้ไม่รวมการบังคับที่สำคัญจากก๊าซหรือละอองลอยที่มีอายุสั้นกว่าและผสมกันได้ไม่ดีนัก รวมถึงการบังคับทางอ้อมจากการสลายตัวของมีเทนและฮาโลเจนบางชนิด นอกจากนี้ยังไม่ได้คำนึงถึงการเปลี่ยนแปลงการใช้ที่ดินหรือกิจกรรมของดวงอาทิตย์ด้วย

คลิกด้านขวาเพื่อแสดง/ซ่อนตาราง

แรงผลักดันการแผ่รังสีทั่วโลก (เทียบกับปี 1750 ใน) อัตราส่วนการผสม เทียบเท่าCO 2และดัชนีก๊าซเรือนกระจกประจำปี (AGGI) ตั้งแต่ปี 1979 [ 6 ]${\displaystyle ~\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2}}$ ปี คาร์บอนไดออกไซด์​ ซีเอช4 เอ็น2โอ ซีเอฟซี HCFCs เอชเอฟซี ทั้งหมด CO 2 -eq ppm AGGI 1990 = 1 การเปลี่ยนแปลง AGGI % พ.ศ. 2522 1.025 0.500 0.088 0.175 0.008 0.001 1.798 388 0.787 1980 1.058 0.509 0.088 0.185 0.009 0.001 1.850 392 0.810 2.3 1981 1.076 0.517 0.091 0.195 0.010 0.001 1.890 395 0.827 1.8 พ.ศ. 2525 1.088 0.525 0.095 0.205 0.011 0.001 1.924 397 0.842 1.5 พ.ศ. 2526 1.114 0.528 0.097 0.215 0.012 0.001 1.967 400 0.861 1.9 1984 1.138 0.532 0.100 0.225 0.013 0.002 2.009 403 0.879 1.8 พ.ศ. 2528 1.161 0.538 0.101 0.236 0.014 0.002 2.051 407 0.898 1.8 พ.ศ. 2529 1.182 0.544 0.105 0.247 0.015 0.002 2.095 410 0.917 1.9 พ.ศ. 2530 1.208 0.550 0.104 0.260 0.016 0.002 2.140 413 0.937 2.0 1988 1.247 0.555 0.106 0.275 0.017 0.002 2.201 418 0.963 2.7 1989 1.271 0.560 0.110 0.287 0.018 0.003 2.248 422 0.984 2.0 1990 1.290 0.564 0.112 0.296 0.020 0.003 2.285 425 1.000 1.6 1991 1.310 0.569 0.114 0.304 0.021 0.003 2.321 428 1.016 1.6 1992 1.321 0.574 0.116 0.311 0.022 0.003 2.348 430 1.027 1.2 พ.ศ. 2536 1.332 0.574 0.117 0.314 0.024 0.004 2.364 431 1.034 0.7 พ.ศ. 2537 1.354 0.577 0.119 0.315 0.025 0.004 2.394 434 1.048 1.3 พ.ศ. 2538 1.381 0.580 0.119 0.317 0.027 0.005 2.428 436 1.063 1.5 พ.ศ. 2539 1.408 0.581 0.122 0.317 0.028 0.005 2.461 439 1.077 1.5 1997 1.424 0.582 0.125 0.317 0.030 0.006 2.484 441 1.087 1.0 1998 1.462 0.587 0.127 0.317 0.031 0.007 2.531 445 1.108 2.1 1999 1.493 0.590 0.129 0.317 0.033 0.008 2.570 448 1.125 1.7 2000 1.511 0.591 0.133 0.316 0.035 0.008 2.593 450 1.135 1.0 2001 1.533 0.590 0.135 0.315 0.036 0.010 2.619 452 1.146 1.1 2002 1.562 0.590 0.137 0.314 0.038 0.011 2.652 455 1.161 1.5 2003 1.599 0.592 0.139 0.312 0.039 0.012 2.694 459 1.179 1.8 2004 1.625 0.592 0.141 0.311 0.040 0.013 2.723 461 1.192 1.3 2548 1.654 0.591 0.143 0.309 0.042 0.015 2.753 464 1.205 1.3 2006 1.684 0.591 0.146 0.308 0.043 0.016 2.789 467 1.220 1.5 2007 1.709 0.594 0.148 0.306 0.045 0.018 2.820 469 1.234 1.4 2008 1.739 0.597 0.151 0.304 0.048 0.019 2.857 473 1.250 1.6 2009 1.759 0.599 0.153 0.302 0.049 0.021 2.884 475 1.262 1.2 2010 1.791 0.602 0.156 0.299 0.051 0.023 2.921 478 1.278 1.6 2011 1.816 0.604 0.159 0.297 0.053 0.024 2.954 481 1.293 1.4 2012 1.845 0.606 0.161 0.295 0.054 0.026 2.987 484 1.307 1.5 2013 1.882 0.608 0.164 0.293 0.056 0.028 3.031 488 1.326 1.9 2014 1.908 0.612 0.168 0.291 0.057 0.030 3.066 492 1.342 1.5 2015 1.939 0.617 0.171 0.289 0.058 0.032 3.107 495 1.359 1.8 2016 1.986 0.621 0.173 0.288 0.059 0.034 3.161 500 1.383 2.4 2017 2.014 0.624 0.175 0.286 0.060 0.037 3.195 504 1.398 1.5 2018 2.046 0.627 0.179 0.284 0.060 0.039 3.235 507 1.416 1.7 2019 2.079 0.631 0.182 0.282 0.061 0.041 3.275 511 1.433 1.7 2020 2.110 0.636 0.185 0.279 0.061 0.044 3.316 515 1.451 1.8 2021 2.140 0.643 0.189 0.276 0.061 0.046 3.356 519 1.469 1.8 2022 2.170 0.650 0.193 0.274 0.061 0.049 3.398 523 1.487 1.8

ข้อมูลเหล่านี้แสดงให้เห็นว่า CO2 _เป็นตัวการหลักที่ก่อให้เกิดการเปลี่ยนแปลงโดยรวม โดยมีมีเทนและคลอโรฟลูออโรคาร์บอน (CFC) เป็นตัวการที่ก่อให้เกิดการเปลี่ยนแปลงโดยรวมน้อยลงเมื่อเวลาผ่านไป^{[ 6 ]}ก๊าซเรือนกระจกหลักทั้งห้าชนิดคิดเป็นประมาณ 96% ของการเปลี่ยนแปลงการแผ่รังสีโดยตรงจากการเพิ่มขึ้นของก๊าซเรือนกระจกที่มีอายุยืนยาวตั้งแต่ปี 1750 ส่วนที่เหลืออีก 4% มาจากก๊าซ ฮาโลเจนรอง อีก 15 ชนิด

อาจสังเกตได้ว่าแรงกระตุ้นรวมสำหรับปี 2016 ซึ่งเท่ากับ 3.027 W m ⁻²เมื่อรวมกับค่าพารามิเตอร์ความไวต่อสภาพภูมิอากาศ λ ที่ยอมรับกันโดยทั่วไป ซึ่งเท่ากับ 0.8 K /(W m ⁻² ) จะส่งผลให้อุณหภูมิโลกเพิ่มขึ้น 2.4 K ซึ่งมากกว่าการเพิ่มขึ้นที่สังเกตได้ประมาณ 1.2 K มาก^{[ 67 ]}ส่วนหนึ่งของความแตกต่างนี้เกิดจากความล่าช้าของอุณหภูมิโลกในการเข้าสู่สภาวะสมดุลกับแรงกระตุ้น ส่วนที่เหลือของความแตกต่างเกิดจากแรงกระตุ้นของละอองลอยที่เป็นลบ (เปรียบเทียบผลกระทบต่อสภาพภูมิอากาศของอนุภาค ) ความไวต่อสภาพภูมิอากาศที่น้อยกว่าค่าที่ยอมรับกันโดยทั่วไป หรือการรวมกันของทั้งสองอย่าง^{[ 68 ]}

ตารางยังรวมถึง "ดัชนีก๊าซเรือนกระจกประจำปี" (AGGI) ซึ่งกำหนดเป็นอัตราส่วนของแรงผลักดันการแผ่รังสีโดยตรงทั้งหมดเนื่องจากก๊าซเรือนกระจกที่มีอายุยืนยาวสำหรับปีใด ๆ ที่มีการวัดทั่วโลกที่เพียงพอต่อค่าที่มีอยู่ในปี 1990 ^{[ 6 ]}ปี 1990 ถูกเลือกเนื่องจากเป็นปีฐานสำหรับพิธีสารเกียวโตดัชนีนี้เป็นการวัดการเปลี่ยนแปลงระหว่างปีในเงื่อนไขที่ส่งผลต่อการปล่อยและการดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์แหล่งกำเนิดและแหล่งดูดซับมีเทนและไนตรัสออกไซด์ การลดลงของปริมาณ สารเคมี ที่ทำลายโอโซน ในบรรยากาศ ที่เกี่ยวข้องกับพิธีสารมอนทรีออล และการเพิ่มขึ้นของสารทดแทน (ไฮโดรจีเนตเต็ดซีเอฟซี (HCFC) และไฮโดรฟลูออโรคาร์บอน (HFC)) การเพิ่มขึ้นส่วนใหญ่เกี่ยวข้องกับ CO2 _{สำหรับ}ปี 2013 ดัชนี AGGI อยู่ที่ 1.34 (แสดงถึงการเพิ่มขึ้นของแรงผลักดันการแผ่รังสีโดยตรงทั้งหมด 34% ตั้งแต่ปี 1990) การเพิ่มขึ้นของแรงผลักดันจาก CO2 _{เพียง}อย่างเดียวตั้งแต่ปี 1990 อยู่ที่ประมาณ 46% การลดลงของ CFC ช่วยลดการเพิ่มขึ้นของแรงผลักดันการแผ่รังสีสุทธิลงอย่างมาก

ตารางทางเลือกที่จัดทำขึ้นเพื่อใช้ในการเปรียบเทียบแบบจำลองสภาพภูมิอากาศที่ดำเนินการภายใต้การดูแลของ IPCC และรวมถึงแรงผลักดันทั้งหมด ไม่ใช่เฉพาะก๊าซเรือนกระจกเท่านั้น^{[ 69 ]}

• การลดลงของแสงอาทิตย์ทั่วโลก  – ปริมาณแสงอาทิตย์ที่ส่องมายังพื้นผิวโลกลดลง
• ศักยภาพในการทำให้โลกร้อน  – ปริมาณความร้อนที่ก๊าซเรือนกระจกสามารถดูดซับได้

• สภาวิจัยแห่งชาติสหรัฐอเมริกา (2005), แรงผลักดันการแผ่รังสีของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ: การขยายแนวคิดและการแก้ไขความไม่แน่นอน , คณะกรรมการด้านวิทยาศาสตร์บรรยากาศและสภาพภูมิอากาศ
• นาซา: งบประมาณพลังงานของชั้นบรรยากาศ