Oxid uhličitý (CO₂) patří k významným atmosférickým „zářičům“ v infračervené oblasti spektra. Když postupujeme směrem od povrchu nahoru, atmosféra s výškou řídne, přičemž ale relativní podíl hlavních složek atmosféry včetně CO₂ zůstává zhruba stejný do výšky 100-110 km. Čili s růstem výšky klesá absolutní koncentrace CO₂, jako kdyby sklo na skleníku se stávalo stále tenčí a tenčí. Příliš tenké sklo by ve skutečnosti prasklo, ale zkusme si představit supertenké sklo, které nepraskne. Čím tenčí sklo, tím více infračerveného záření bude propouštět, až nakonec svou „skleníkovou“ funkci prakticky ztratí. Podobně je tomu i s CO₂ atmosféře. Ale to zbylé CO₂, jehož relativní koncentrace ve vzduchu se s výškou nemění, zůstává stále infračerveným zářičem, takže v dostatečně vysoké výšce růst koncentrace CO₂ už vede ne k ohřevu, nýbrž k ochlazování.

Zvětšit obrázek

Obrázek ukazuje strukturu atmosféry, její jednotlivé vrstvy definované pomocí výškového profilu teploty. Barevné šipky označují, kde růst koncentrace skleníkových plynů vede k ohřevu (červená šipka) a kde k ochlazení (modrá šipky). V dolní vrstvě, v troposféře, vidíme ohřev. Výše, v oblasti tropopauzy a dolní stratosféry, je přechodová zóna s minimálním skleníkovým efektem, a od horní troposféry vzhůru růst koncentrace CO₂ způsobuje ochlazování.

Nejvyšší vrstva atmosféry, termosféra, je několikanásobně teplejší než troposféra a skleníkový efekt jí ochlazuje. Na planetě Venuši, která má podstatně hustší atmosféru a kde je skleníkový „superefekt“, protože atmosféra Venuše se skládá z více než 95% z CO₂, je tomu naopak – troposféra je dvakrát tak teplá jako termosféra díky velkému „skleníkovému“ ohřevu troposféry a velkému „skleníkovému“ ochlazení termosféry. Tento kosmický příklad potvrzuje správnost našich teorií skleníkového efektu.
Horní atmosféra je oblast nad výškou ~50 km, t.j. nad stratopauzou, a skládá se z mezosféry a termosféry a jejich ionizované části, ionosféry, která je v obrázku charakterizována výškovým profilem koncentrace volných elektronů.

V mezosféře a v oblasti mezopauzy, na výškách pod ~100 km, máme poměrně dost přímých raketových a hlavně různých nepřímých družicových I pozemních měření teploty. Z nich dostáváme pro posledních 30-40 let na výškách 50-70 km ochlazování tempem 2-3^oC za deset let; na výškách 70-80 km je velikost ochlazování méně jistá ale ochlazování je asi ještě silnější než v 50-70 km. Naopak v 80-95 km je trend v teplotě velmi slabý, prakticky nulový, a na některých výškách v některých oblastech může být i velmi slabé oteplování.

Výše už nemáme dost údajů o teplotě pro stanovení jejích dlouhodoých změn. Ale na výškách 200-700 km máme údaje o změnách hustoty termosféry, získané z pozorování brzdění družic atmosférou. Pozorovaný pokles hustoty termosféry je typicky 2-3% za deset let, což je evidentní důsledek ochlazování atmosféry. Rovněž ionosférická data svědčí o poklesu teploty v termosféře.

Obrázek ukazuje, že pozorujeme i dlouhodobé změny v ionosféře. Následkem ochlazování se atmosféra smršťuje a s ní i ionosféra, což pozorujeme jako pokles výšek E a F1 oblastí ionosféry. Zároveň dochází při ochlazování ke změnám rychlosti různých chemických reakcí, což vede ke změnám v koncentraci malých složek v termosféře a následně k mírnému růstu elektronové koncentrace v maximech E a F1 vrstev ionosféry.

Všechna výše uvedená pozorování vytváří jednotný obraz reakce horní atmosféry na růst koncentrace skleníkových plynů – horní atmosféra se ochlazuje a následkem toho smršťuje a ochlazování vede též k jistým změnám elektronové koncentrace v ionosféře. Pozorované změny horní atmosféry kvalitativně souhlasí s výsledky modelových výpočtů (včetně prakticky nulových změn teploty v oblasti mezopauzy).

Život ale nikdy není až tak jednoduchý, a proto zůstávají tři oblasti, kde zatím pozorování a jejich analýza nedávají jednoznačnou informaci o dlouhodobých změnách. Prvou je F2-oblast ionosféry (viz obrázek), kde výsledky jednotlivých autorů a jejich interpretace se hodně rozcházejí, zčásti i co do znaménka efektu (růst nebo pokles). Druhou je cirkulace v mezosféře, která je hodně ovlivňována atmosférickými vlnami z troposféry a kde v 90-tých letech zřejmě došlo ke změně dlouhodobého trendu, možná v souvislosti se změnami trendů v ozónové vrstvě. Třetí je koncentrace vodních par ve stratosféře a mezosféře, která od konce 50-tých let rostla, ale koncem 90-tých let se tento růst zastavil a došlo dokonce k poklesu, pro který zatím není vysvětlení; pokles asi bude způsoben procesy v troposféře a tropopauze. Máme tedy pořád co zkoumat.

Závěrem můžeme říci, že růst koncentrace skleníkových plynů mění celou atmosféru, nejen troposféru. Dlouhodobé změny v horní atmosféře potvrzují reálnost skleníkového efektu. Výzkum skleníkového efektu v horní atmosféře má výhodu v tom, že poměr signál/šum je tam výrazně větší než v troposféře, nevýhodu v tom, že máme daleko méně pozorování než v troposféře.