Klimaatgevoeligheid, het lijkt een eenvoudig begrip: de temperatuurverandering als gevolg van een verdubbeling van de CO2-concentratie. De realiteit is een stuk ingewikkelder. Het overzicht van recente publicaties op de internetpagina van de workshop over klimaatgevoeligheid van afgelopen voorjaar geeft een aardig beeld van die ingewikkeldheid. Het grote aantal feedbacks dat op zeer uiteenlopende tijdschalen een rol speelt maakt niet alleen het nauwkeurig bepalen van de klimaatgevoeligheid lastig; ook bij de interpretatie liggen er wat voetangels en klemmen op de loer. Om de risico’s van klimaatverandering voor mens en natuur te bepalen, is bijvoorbeeld het tempo van de verandering, en dus de klimaatgevoeligheid op termijn van ruwweg een eeuw, minstens zo belangrijk als de uiteindelijke opwarming na duizenden jaren. Aan de andere kant: om resultaten van paleoklimatologisch onderzoek te vertalen naar het huidige klimaat, is ook inzicht nodig in langetermijneffecten.
De klimaatwetenschap heeft dan ook verschillende begrippen voor de klimaatgevoeligheid op verschillende tijdschalen. De twee meest gebruikte zijn:
- Equilibrium Climate Sensitivity (ECS): de temperatuurstijging als het klimaatsysteem na een verdubbeling van de CO2-concentratie weer in evenwicht is. Maar er zit een adder onder het gras. Het begrip ECS komt uit het Charney-rapport uit 1979 – met een beetje goede wil is dat rapport te beschouwen als het begin van de wetenschappelijke consensus (pdf) over de menselijke invloed van het klimaat – en het beperkt zich dan ook tot de feedbacks die in dat rapport werden meegenomen. Feedbacks op geologische tijdschaal, ten gevolge van bijvoorbeeld het smelten van grote ijskappen of veranderingen in de biosfeer, zijn er niet bij ingegrepen. ECS wordt ook wel Charney sensitivity genoemd.
- Transient Climate Respons (TCR): de opwarming na 70 jaar, wanneer de CO2-concentratie elk jaar met 1% toeneemt. Waarom 70 jaar? Omdat de CO2-concentratie bij een jaarlijkse toename van 1% na 70 jaar is verdubbeld. TCR geeft een indicatie van de klimaatgevoeligheid die voor onze samenleving het meest relevant was: de respons van het klimaatsysteem die we binnen één of enkele generaties kunnen verwachten.
Klimaatgevoeligheid op geologische tijdschaal, met inbegrip van alle trage feedbacks, heet Earth System Sensitivity (ESS). ECS en ESS van elkaar onderscheiden kan lastig zijn. En dan is er ook nog de Effective Climate Sensitivity, een schatting van de ECS op basis van een vereenvoudigd model, die door veel wetenschappers als een schatting van de ondergrens wordt gezien. Ik durf mijn hand er niet voor in het vuur te steken dat deze termen altijd helemaal consequent worden gebruikt.
Er zijn verschillende methoden om de klimaatgevoeligheid te schatten. Charney kwam, op basis van redelijk simpele natuurwetenschap (al zijn de berekeningen zelf nog niet zo simpel) en de eerste, naar huidige maatstaven uiterst eenvoudige, modellen (GCM’s of general circulation models) uit op een ECS tussen 1,5 en 4,5 °C. GCM’s maken tegenwoordig veel gedetailleerdere berekeningen mogelijk, op basis van dezelfde natuurwetenschap. Daarnaast kunnen schattingen gemaakt worden op basis van kennis over veranderingen over het verre (paleoklimatologie) of recente (de instrumentele periode) verleden. Hieronder een overzicht uit het laatste IPCC rapport van de ECS volgens de verschillende methoden.
Equilibrium Climate Sensitivity volgens verschillende onderzoeken en methoden. (Bron: IPCC AR5 Werkgroep I, hoofdstuk 12, box 12.2-1)
Het meest opvallende: de bandbreedte van de verschillende schattingen komt goed overeen met wat Charney 35 jaar eerder op basis van de natuurwetenschap en eenvoudige modellen verwachtte. Het klimaatsysteem mag dan complex zijn, blijkbaar zijn er geen aanwijzingen dat dat systeem zich anders gedraagt dan vrij basale natuurwetenschap voorspelt. Verder valt op dat meerdere recente onderzoeken die de klimaatgevoeligheid schatten op basis van de opwarming over de afgelopen anderhalve eeuw (de instrumentele periode) aan de onderkant van de bandbreedte uitkomen. Wat lager dan wat de meeste klimaatmodellen berekenen, al wordt het verschil wel eens wat overdreven.
Nu is het mooie van wetenschap dat men helemaal niet geheimzinnig doet over dit soort verschillen tussen resultaten van verschillende methoden. Ze worden gewoon gemeld, en beschouwd als onderdeel van de wetenschappelijke onzekerheid, waarna men hard aan het werk gaat met het zoeken naar een verklaring. Schatting van de klimaatgevoeligheid aan de hand van data uit de instrumentele periode is een methode die in de kern – de uitwerking heeft nog wel voeten in aarde – een stuk eenvoudiger is dan andere methoden. Dat maakt de methode elegant, maar het kan ook een zwakte zijn, omdat het klimaatsysteem nu eenmaal complex is. Diverse onderzoekers die de methode hebben toegepast, zoals Otto en Gregory, menen dat deze eerder een schatting van de ondergrens oplevert dan een meest waarschijnlijke waarde. (Als via deze methode de ECS wordt geschat is dat eigenlijk de effective in plaats van de equilibrium climate sensitivity. Ik adviseer de lezer om dit onmiddellijk weer te vergeten.)
De allersimpelste schatting van de klimaatgevoeligheid zou een één op één vergelijking van de gemeten opwarming met de toegenomen CO2-concentratie zijn. Maar dat is echt te simpel. Bijvoorbeeld omdat het klimaatsysteem nog niet in evenwicht is: de opwarming zou niet onmiddellijk stoppen als de CO2-concentratie vanaf nu stabiel zou blijven. Er moet, voor een beter resultaat, dus ingeschat worden hoever het klimaatsysteem nog uit evenwicht is. Nog beter wordt het als er ook rekening wordt gehouden met andere factoren die invloed hadden op het klimaat in de beschouwde periode. In klimaattaal: men schat de TCR aan de hand van de totale verandering in de stralingsbalans (de forcering) en de temperatuur over de beschouwde periode, vergeleken met het huidige onevenwicht in de stralingsbalans. Voor een schatting van de ECS wordt ook de warmteopname door de oceaan meegenomen.
De eenvoudige methode houdt geen rekening met de mogelijkheid dat de klimaatgevoeligheid geen constante is, maar dat deze verandert met de CO2-concentratie of met de temperatuur. Terwijl er wel redenen zijn om aan te nemen dat dat het geval is. Het is bijvoorbeeld goed mogelijk dat sommige feedbacks in het klimaatsysteem niet lineair zijn, maar toe- of afnemen met een stijgende temperatuur. Verder wordt bij deze methode aangenomen dat het effect van verschillende forceringen op het klimaat identiek is. Dat die effecten in grote lijnen vergelijkbaar zijn is zeker aannemelijk, maar op detailniveau zijn er wel verschillen mogelijk. James Hansen constateerde dat al in 1997, introduceerde enkele jaren later hiervoor de term “efficacy” (effectiviteit of werkzaamheid) en schreef in 2005 een uitgebreid artikel waarin hij er op wees dat de vooral de ruimtelijke spreiding van een forcering een aanzienlijke invloed op die werkzaamheid kan hebben. En juist dat aspect heeft de afgelopen tijd de nodige aandacht gekregen. Jos schreef anderhalf jaar geleden al over de artikelen van Kummer en Dessler en Shindell en nu is er een vervolg: “Implications for climate sensitivity from the response to individual forcings” van Marvel et al.. Een artikel dat zelfs de Britse tabloids heeft gehaald, zo schijnt het. Nog een terzijde: het blog van Kate Marvel is uiterst lezenswaardig.
De kern van de zaak is wat ik vorige maand ook al eens schreef: het klimaat heeft geen centrale controlekamer die reageert op een mondiaal gemiddelde. Het mondiale gemiddelde van klimaatvariabelen is precies wat die woorden zeggen: het gemiddelde over de hele aarde van tal van lokale waarden. Lokale factoren kunnen van invloed zijn op de snelheid waarmee de temperatuur op een forcering reageert en op de grootte van feedbacks. Als de oorzaak van een forcering niet, zoals CO2 of andere broeikasgassen, gelijkmatig over het aardoppervlak, of over de hoogte van de atmosfeer, is verspreid, kan dit het effect op de mondiaal gemiddelde temperatuur beïnvloeden. En niet alle forceringen zijn zo gelijkmatig verspreid. Laten we de bekende forceringen eens onder de loep nemen.
Klimaatforceringen vanaf 1750 tot 2011. Rechts is het verschil tussen 1750 en 2011 per forcering aangegeven. (Bron: IPCC AR5 Werkgroep 1 hoofdstuk 8)
De afbeelding hierboven laat de stralingsforceringen zien sinds 1750. De periode waarover betrouwbare instrumentele temperatuurmetingen beschikbaar zijn is wat korter, maar de afbeelding geeft een goede indicatie van de veranderingen sinds het begin van de industriële revolutie. Een toelichting volgt in het kader hieronder.
De belangrijkste forceringen.
Antropogeen
- Broeikasgassen, ofwel WMGHG (well mixed greenhouse gases). Het zijn gassen met een lange verblijftijd in de atmosfeer, waardoor ze gelijkmatig verspreid raken, zowel geografisch als in de hoogte. CO2 is het belangrijkste broeikasgas, maar ook andere gassen, zoals methaan, lachgas en gehalogeneeerde koolwaterstoffen dragen bij.
- Ozon. Ozon is een sterk broeikasgas en draagt dus bij aan opwarming, maar het absorbeert ook UV-straling van de zon, wat weer een afkoelend effect heeft. Hoe de balans tussen deze twee uitvalt hangt vooral af van de hoogte waarop ozon zich in de atmosfeer bevindt. In de troposfeer ontstaat ozon vooral als gevolg van menselijke emissies, het is een component van fotochemische smog; in de stratosfeer ontstaat het natuurlijk en wordt het door menselijke invloed juist afgebroken. Ozon is chemisch veel minder stabiel dan andere broeikasgassen en het heeft dus een korte verblijftijd in de atmosfeer. De concentraties wisselen dan ook sterk. In de troposfeer wordt het vooral gevormd in gebieden met veel economische activiteit en verkeer; in de stratosfeer is de afbraak het sterkst waar het koud is: boven Antarctica en in mindere mate het Noordpoolgebied.
- Aerosolen. Afhankelijk van hun eigenschappen kunnen de microscopische deeltjes in aerosolen zonlicht absorberen of juist reflecteren. Daarnaast kunnen ze fungeren als condensatiekern, waardoor ze het ontstaan en de eigenschappen van wolken kunnen beïnvloeden. De verblijftijd in de atmosfeer is kort. De effecten treden dus vooral op in gebieden met veel emissies van (voorlopers van) aerosolen.
- Vliegtuigstrepen, of contrails. Vliegtuigstrepen hebben een effect dat vergelijkbaar is met dat van (hoge) cirrus bewolking. Enerzijds weerkaatsen ze zonlicht, anderzijds absorberen ze de warmtestraling die van het aardoppervlak komt. Netto hebben ze waarschijnlijk een klein opwarmend effect, vanzelfsprekend vooral in gebieden met veel vliegbewegingen.
- Roet op sneeuw. Roet dat neerslaat op sneeuw vermindert de weerkaatsing van zonlicht (albedo); er wordt dus meer straling geabsorbeerd. Een opwarmend effect. Het spreekt voor zich dat dit effect beperkt is tot gebieden waar sneeuw ligt.
- Waterdamp in de stratosfeer. Afbraak van methaan en waterstof, afkomstig van menselijke emissies, zorgt voor een toename van de hoeveelheid waterdamp, een broeikasgas, in de stratosfeer. Vliegtuigen leveren ook een (kleine) bijdrage. Waar waterdamp in de troposfeer geldt als feedback in het klimaatsysteem (de hoeveelheid neemt toe met een toenemende temperatuur), is dit in de stratosfeer niet het geval.
- Landgebruik. Veranderd landgebruik kan zorgen voor veranderingen in onder meer albedo en evapotranspiratie. Op mondiale schaal is het netto-effect enige afkoeling, maar de lokale verschillen zijn groot.
Natuurlijk
- Zonlicht. Wisselingen in zonneactiviteit gaan samen met kleine variaties in de hoeveelheid binnenkomende zonnestraling. Dit is de enige forcering die zich buiten de dampkring bevindt.
- Vulkanisme. Vulkanen emitteren allerlei stoffen die invloed kunnen hebben op het klimaat, maar de belangrijkste is zwaveldioxide. Dat reageert met water tot zwavelzuur. De fijne druppeltjes (aerosolen) die ontstaan reflecteren zonlicht. Bij grote uitbarstingen kan een flinke hoeveelheid zwavelzuur aerosol ontstaan in de stratosfeer, met aanzienlijke afkoeling tot gevolg. Het effect kan zich uitstrekken over grote delen van de wereld maar is meestal niet gelijkmatig over de hele aarde verdeeld.
Het onderzoek van Marvel et al. laat zien dat de ongelijkmatige spreiding van forceringen (zowel geografisch als in de hoogte) invloed heeft op de opwarming die door klimaatmodellen wordt berekend, en dus op de klimaatgevoeligheid die daaruit zou worden afgeleid. Dat zou het verschil met schattingen op basis van de instrumentele periode, waarin een gelijk effect en dus impliciet een uniforme spreiding van alle forceringen wordt verondersteld, kunnen verklaren. Wel moet opgemerkt worden dat er in het onderzoek alleen gebruik is gemaakt van simulaties met het GISS-E2-R model. Toetsing aan simulaties met andere modellen zal uit moeten wijzen hoe robuust de resultaten zijn.
De resultaten van dit onderzoek, en van de eerdere onderzoeken naar verschillen tussen forceringen, krijgen extra waarde als aannemelijk gemaakt kan worden dat die zogenaamde “efficacy” van forceringen daadwerkelijk invloed heeft gehad op de opwarming in de afgelopen anderhalve eeuw, de instrumentele periode, en dus op de klimaatgevoeligheid die daaruit wordt geschat. Er zijn zeker redenen waarom dat zo kan zijn. De invloed van aerosolen en troposferisch ozon is bijvoorbeeld vooral aanwezig in gebieden met veel economische activiteit en verkeer. Die gebieden bevinden zich grotendeels op gematigde en hogere breedtegraden van het noordelijk halfrond. De feedback als gevolg van verandering van het sneeuw- en ijsoppervlak is daar groter dan in de tropen. Bovendien vinden de meeste emissies plaats op land, dat sneller reageert op klimaatforceringen dan de oceaan. Als de veroorzaker van een forcering zich vooral boven land bevindt, zoals het geval is bij aerosolen en troposferisch ozon, zal de invloed ervan sneller merkbaar zijn.
Marvel et al. berekenen de invloed van de “efficacy” op de resultaten van drie onderzoeken waarin de klimaatgevoeligheid is geschat aan de hand van de opwarming over de instrumentele periode: Shindell (2014), Lewis & Curry (2014) en Otto (2013). (Elke waarde voor TCR en ECS wordt op twee manieren herberekend. Het voert te ver om daar verder op in te gaan: dit stuk is al lang genoeg.) Als er rekening wordt gehouden met de verschillen tussen forceringen, komt de beste schatting voor de TCR uit deze onderzoeken 0,3 tot 0,6 °C hoger uit, op 1,6 tot 2,0 °C. De ECS wordt 0,5 tot 1,9 °C hoger en is dan 2,0 tot 4,0 °C.
Alles nog eens samengevat: het is aannemelijk dat een schatting van de klimaatgevoeligheid nauwkeuriger wordt wanneer rekening wordt gehouden met de karakteristieken van specifieke forceringen, zoals de spreiding over het aardoppervlak en de hoogte van de atmosfeer. Als hier rekening mee wordt gehouden komen schattingen op basis van de instrumentele periode beter overeen met de hogere waarden die volgen uit simulaties met klimaatmodellen. Een lage klimaatgevoeligheid lijkt dan ook niet zo waarschijnlijk.
RealClimate heeft de afgelopen dagen twee stukken over dit onderzoek geplaatst van coauteur Gavin Schmidt: over de inhoud en over de berichtgeving in de media.
Klimaatverandering 
Hans,
‘klimaatgevoeligheid’ is de mate van temp. verandering uitgedrukt in termen van CO2 concentratie-verdubbeling. Dat is een wetenschapshistorisch voor de handliggend maar op zich arbitrair criterium. We hebben het er eerder over gehad in het draadje achter de blog van Jos waar je overigens naar verwijst https://klimaatverandering.wordpress.com/2014/05/16/klimaatgevoeligheid-en-de-zoektocht-naar-het-wat-en-waarom/
Ik kan me (theoretisch) voorstellen dat na overschrijding van een bepaalde opwarmingsdrempel, zeg 1,8ºC, de factor ‘temp.verandering’ niet meer (zo) relevant is er om klimaatgevoeligheid mee uit te drukken. En dat het voor een inzicht in het klimaatsysteem zinniger is om dan over te stappen op b.v. de efficacy (J. Hansen) van forceringen als criterium om klimaatgevoeligheid mee uit te drukken. Ik weet ‘t, dit is een science-fiction exercitie maar helemaal uit de lucht gegrepen lijkt ’t me niet?
Ook dit blogstuk voor mij weer een hoop nieuws. Thanx.
LikeLike
Hi Goff,
Hmm… Ik denk niet dat de ‘efficacy’ op zich een maat is voor de klimaatverandering zoals bijvoorbeeld de mondiaal gemiddelde temperatuurstijging dat wel is.
Efficacy is de ‘effectiviteit’ van elke individuele forcering in het wel of niet toevoegen van warmte (Joules) aan het totale klimaatsysteem. De ‘efficacy’ is dus een attribuut, een eigenschap van elke afzonderlijke forcering.
Misschien is de verandering van de warmte-inhoud zélf wel een bruikbare metric, zoals hier:
Maar het effect op onze maatschappij, en op de biosfeer, wordt toch nog het meeste bepaald door wat er gebeurt aan het oppervlak en in het bovenste deel van de oceanen.
LikeLike
Bob,
dank voor je comment vwb mijn denkbeeldige efficacy-metric; duidelijk.
Nog even over je opm. over de verandering van de warmte-inhoud als ‘alternatieve metric.’ Daarop stel je
“Maar het effect op onze maatschappij, en op de biosfeer, wordt toch nog het meeste bepaald door wat er gebeurt aan het oppervlak en in het bovenste deel van de oceanen.”
Je voelt de vraag wel komen: wat als bij, pak ‘m beet, +1,8º die warmte-inhoud drastisch gaat veranderen?
LikeLike
klimaatgevoeligheid van CO2 kan men ook proberen te bepalen door te kijken wat het effect is van 1 ppm CO2 extra op de gemiddelde temperatuur. Op de langere termijn sinds het begin van de industriële revolutie is het CO2 gehalte met ongeveer 120 ppm toegenomen. Laten we stellen dat de temperatuur ongeveer 1 graad is gestegen. Dan geeft dit een gevoeligheid van 1/120 graad per 1 ppm toename. Geen idee of dit veel of weinig is. Het voordeel van deze methode is dat we niet hoeven te wachten tot de CO2 verdubbelt is om te zien wat de klimaatgevoeligheid ervan is.
LikeLike
Raymond,
Tussen een ijstijd en interglaciaal zit maximaal ook ongeveer 120 ppm verschil, volgens de beschikbare data over pakweg de afgelopen 800.000 jaar. De gemiddelde mondiale temperatuur tijdens een ijstijd is naar schatting zo’n 5 graden lager dan tijdens een interglaciaal. Als dat klopt, dan zou de klimaatgevoeligheid volgens deze methoder op langere tijdschalen circa 5 keer zo groot zijn als op de tijdschaal die jij bekijkt. Dit afgezien van bv de maskerende invloed van koelende aerosolen, waar je nog geen rekening mee houdt.
LikeLike
Ik heb de methode die ik bepleit niet zelf verzonnen. Ze komt uit de econometrie. In deze hoogst empirische wetenschap waar men veel werk maakt van modellen, erkent men het bestaan van mogelijkerwijs heel grote verschillen tussen de “lange” en “korte” termijn en uiteraard alles onder voorbehoud van “”all things equal””.
Met maskerende invloed van wat dan ook heb ik geen rekening gehouden. Ik heb ook niets zoiets als een alternatief model. Slecht een suggestie om klimaatgevoeligheid eens een keer op een heel andere manier te bepalen dan gebruikelijk.
LikeLike
Beste Raymond Horstman,
Je ‘methode’ laat bijna alle fysische eigenschappen van het klimaatsysteem buiten beschouwing. Denk je echt dat de 1000-en fysici, mathematici en chemici die het klimaatonderzoek doen, hier niet op zouden komen?
1) Dit bevat de impliciete aanname dat de temperatuurstijging recht evenredig zou zijn met de CO2-concentratie. Die aanname is foutief, lees bijvoorbeeld Myrhe et al. 1998.
2) Je neemt dan impliciet aan dat de huidige mondiaal gemiddelde oppervlaktetemperatuur al in evenwicht zou zijn met de 120 ppm extra. Dat is foutief: als de CO2-concentratie nu niet meer zou stijgen, dan stijgt de temperatuur nog enige tijd verder — zoals in het bovenstaande blogstuk ook al genoemd is.
Dit is een gevolg van de aanzienlijke warmtecapaciteit van de oceanen, die maar geleidelijk opwarmen — nét zo min als een pan met water direct op de eindtemperatuur is als je het gas vol open draait.
3) Naast de ‘opwarmende’ 120 ppm CO2 was er o.a. ook het afkoelende effect van veel meer SO2-aerosolen wat de opwarming voor een deel nog geremd heeft. Daar dien je rekening mee te houden, alles onder de nullijn hier:
4) Naast het korte-termijn effect en de ‘fast-feedbacks’ door extra waterdamp etc. zijn er ook de tragere feedbacks, zoals lagere albedo door smelt van gletsjers en ijsplaten en minder sneeuwbedekking, en veranderende vegetatie, die pas op de langere termijn effect hebben. Die mis je zo ook.
Er zijn nog wel meer essentiële zaken die je mist met je ‘methode’ en die staan aangestipt in het bovenstaande blogstuk.
LikeLike
Raympnd,
Over de afgelopen 800.000 jaar veranderde de CO2-concentratie praktisch nooit sneller dan circa 1 ppm/eeuw. Over de laatste eeuw en decennia stijgt die concentratie door menselijke invloed steeds sneller, tot inmiddels al ruim 2 ppm/jaar, dus ruim 200 keer zo snel als de natuurlijke veranderingssnelheid in het verleden. Zie bv:
http://co2now.org/Current-CO2/CO2-Trend/acceleration-of-atmospheric-co2.html
Los van de exacte klimaatgevoeligheid, roept dit de vraag op hoe snel mensen en ecosystemen zich op korte en langere termiijn kunnen aanpassen aan de effecten van zo’n snelle CO2-stijging.
LikeLike
Raymond,
Je zegt over de methode die jij voorstelt: “Het voordeel van deze methode is dat we niet hoeven te wachten tot de CO2 verdubbelt is om te zien wat de klimaatgevoeligheid ervan is.”
Alle methodes die in dit blogstuk worden beschreven hebben precies datzelfde voordeel. Ze leveren immers allemaal nu al een schatting van de klimaatgevoeligheid op, terwijl de CO2-concentratie nog niet is verdubbeld. De methode die jij voorstelt heb ik trouwens ook behandeld, in deze twee zinnen:
“De allersimpelste schatting van de klimaatgevoeligheid zou een één op één vergelijking van de gemeten opwarming met de toegenomen CO2-concentratie zijn. Maar dat is echt te simpel.“
LikeLike
En dan nog zou de klimaatgevoeligheid volgens de simpelste (en onvolledig, zie punten van Bob) methode 2,33 °C per verdubbeling zijn, wat dus gezien de huidige gang van zaken behoorlijk problematisch en duur zou worden.
Moeten we hierbij bijvoorbeeld aan methaan en CO2 in permafrost op land en in zee denken? In hoeverre wordt met deze (wellicht veranderlijke) feedback rekening gehouden in de verschillende berekeningen?
LikeLike
Er kleeft een risico aan de aanname dat de CO2-stijging pas met grote vertraging doorwerkt in de temperatuur. Dat leidt namelijk tot de aanname dat de huidige opwarming over pakweg de afgelopen 40 jaar niets van doen heeft met de CO2 stijging over de zelfde periode maar voortkomt uit een complex van oorzaken (welke dat ook mogen zijn) uit een ver verleden. Dat opent de weg dat het stijging van CO2 gehalte in de atmosfeer eerder voorkomt uit de stijging van de temperatuur dan omgekeerd. Immers ook het waterdamp-gehalte van de atmosfeer stijgt met de temperatuur. Het is kortom een riskante strategie die ontkenners van de antropogene opwarming in de kaart zal spelen.
LikeLike
Beste Raymond Horstman,
Risico voor wat? Het is geen aanname, het is een natuurwet. Net zoals een grotere hoeveelheid water in een pannetje langzamer opwarmt, geldt dat ook voor een grotere hoeveelheid water in de oceaan:
Je kan uitrekenen wat de respons qua temperatuur is van de bovenste 200 meter water bij een plotselinge toename van de forcering op t=0 (bijvoorbeeld door verdubbeling van de CO2-concentratie):
De rode curve is de temperatuurrespons bij een hoge klimaat-gevoeligheid, de zwarte bij een lage. De eerste tijd zijn die niet van elkaar te onderscheiden. Pas op de langere duur benadert de temperatuur de nieuwe evenwichtssituatie.
Lees hier verder: Online Textbook KU Leuven.
LikeLike
Neven,
Ik zou nog even in die artikelen over niet-lineaire feedbacks moeten duiken om antwoord te geven op je vragen daarover. Misschien heb ik daar vanavond laat wat tijd voor, maar dat durf ik niet te hard te beloven.
Raymond,
Die trage respons van het klimaatsysteem wordt inderdaad wel eens verkeerd begrepen. Er komen wel eens theorieën voorbij waarin wordt aangenomen dat er een vertraging zit in het beging van de respons. Dat is niet het geval, zoals Bob hierboven laat zien. En het feit dat het lastig te begrijpen is, is natuurlijk nooit een reden om er dan maar geen rekening mee te houden.
LikeLike
Hallo Neven,
“Moeten we hierbij bijvoorbeeld aan methaan en CO2 in permafrost op land en in zee denken? In hoeverre wordt met deze (wellicht veranderlijke) feedback rekening gehouden in de verschillende berekeningen?”
Het lijkt me dat de meeste feedbacks in werkelijkheid niet-lineair zijn. Die kunnen soms wel weer ‘bij benadering’ als lineair behandeld worden zolang je over een beperkt temperatuurbereik kijkt.
— In principe is de raw model range van de GCM’s (numerieke klimaatmodellen die met computers doorgerekend worden) WEL in staat om ook niet-lineaire processen te simuleren. Hoe nauwkeurig het is, is een andere kwestie.
— Niet-lineaire feedbacks zijn WEL onderdeel van palaeoclimate schattingen. Die zitten immers al verwerkt in de klimaatveranderingen in het paleologische verleden. Maar… juist omdat het niet-lineaire feedbacks zijn, is het maar de vraag of die toen hetzelfde reageerden als nu, vanwege de huidige extreem snelle temperatuurstijging?
— de climatological constraints methode kan WEL rekening houden met niet-lineaire feedbacks… maar alleen als die van invloed waren over de periode 1850 – heden. De methode vergelijkt immers klimaatmodellen over die periode met de observaties.
— de instrumental methode vereenvoudigt het geheel tot de energiebalans van de compartimenten van het klimaatsysteem en kan GEEN rekening houden met niet-lineaire feedbacks. Impliciet in deze methode is de aanname dat de respons van het klimaatsysteem in de toekomst gelijk is aan die in het recente verleden.
Dat is precies de reden waarom John Gregory (die laatstgenoemde methode bedacht in 1991) waarschuwt dat die methode – waar het hierboven over gaat – vooral een ONDERGRENS voor de ECS oplevert.
Hans, Jos, zien jullie dat ook zo?
LikeLike
Niks tegen in te brengen, Bob.
Ik zat nog even te denken aan één specifieke feedback – ik had zo’n vermoeden dat die Neven wel zou interesseren 🙂 – namelijk die van de ijs-albedo. Daar spelen zoveel factoren een rol (arctische amplificatie, sneeuw en ijs zijn niet gelijkmatig over lengte- en breedtegraden verdeeld, idem voor zee en land, het zeeijs bij Antarctica dan nu nog groeit zal op een bepaald moment weer in oppervlak afnemen) dat het wel heel toevallig zou moeten zijn als dat een lineaire feedback is.
Maar ik heb niet paraat in welke mate van detail die in de wetenschappelijke literatuur is beschreven. Ik heb de indruk dat de voorhoede van de klimaatwetenschap zich op dit moment (onder meer) bezighoudt met dit soort onderwerpen.
LikeLike
In aanvulling op het voorgaande zijn waarschijnlijk ook deze twee overzichtsartikelen relevant:
Previdi et al 2013, die de earth system sensitivity 1,5-2 keer zo groot schatten als de reguliere klimaatgevoeligheid:
Klik om toegang te krijgen tot Previdi_etal_QJRMS_2013.pdf
En Rohling et al 2012, die obv paleo-data een circa 17% kans schatten op een klimaatgevoeligheid van 4,8 graden C of meer:
Klik om toegang te krijgen tot rohling12nat.pdf
Ook interessant lijkt me Hansen & Sato 2012, die verschillende soorten klimaatgevoeligheid proberen te onderscheiden obv diverse klimaatforcings en -feedbacks, die afhankelijk van de bekeken tijdschaal meer of minder relevant zijn:
Klik om toegang te krijgen tot 1105.0968.pdf
Zij komen voor specifiek CO2 als forcing tot een geschatte klimaatgevoeligheid op langere termijn van bijna 8 graden C.
LikeLike
Previdi et al zeggen overigens ook dat de earth system sensitivity inclusief trage broeikasgasfeedbacks hoger is dan 6 graden C, en dat meer onderzoek naar dit alles hoge prioriteit verdient:
“Based on evidence from Earth’s history, we suggest here that the relevant form of climate sensitivity in the Anthropocene (e.g. from which to base future greenhouse gas (GHG) stabilization targets) is the Earth system sensitivity including fast feedbacks from changes in water vapour, natural aerosols, clouds and sea ice, slower surface albedo feedbacks from changes in continental ice sheets and vegetation, and climate–GHG feedbacks from changes in natural (land and ocean) carbon sinks. Traditionally, only fast feedbacks have been considered (with the other feedbacks either ignored or treated as forcing), which has led to estimates of the climate sensitivity for doubled CO2 concentrations of about 3◦C. The 2×CO2 Earth system sensitivity is higher than this, being ∼4–6◦C if the ice sheet/vegetation albedo feedback is included in addition to the fast feedbacks, and higher still if climate–GHG feedbacks are also included. The inclusion of climate–GHG feedbacks due to changes in the natural carbon sinks has the advantage of more directly linking anthropogenic GHG emissions with the ensuing global temperature increase, thus providing a truer indication of the climate sensitivity to human perturbations. The Earth system climate sensitivity is difficult to quantify due to the lack of palaeo-analogues for the present-day anthropogenic forcing, and the fact that ice sheet and climate–GHG feedbacks have yet to become globally significant in the Anthropocene. Furthermore, current models are unable to adequately simulate the physics of ice sheet decay and certain aspects of the natural carbon and nitrogen cycles. Obtaining quantitative estimates of the Earth system sensitivity is therefore a high priority for future work.”
LikeLike
Om precies te zijn schatten Rohling et al de kans op een gevoeligheid van 4,8 graden of meer op circa 16% (niet 17% zoals ik hierboven schreef). En de kans op een gevoeligheid van 7 graden of meer schatten ze op circa 2,5%.
LikeLike
Nog een laatste schatting, van Kopp & Rasmussen 2014, ook in het kader van het Risky Business project:
Klik om toegang te krijgen tot AppendixI-PhysicalClimateProjections.pdf
Zij komen tot een circa 10% kans op een klimaatgevoeligheid (ECS) van circa 6 graden C of meer, op basis van IPCC AR5.
LikeLike
Aangaande het niet-linear zijn van de klimaatgevoeligheid waarin langzame feedbacks meegenomen worden kun je in het stuk over het Plioceen en Pleistoceen een mooi voorbeeld vinden:
https://klimaatverandering.wordpress.com/2015/02/14/klimaatgevoeligheid-in-het-plioceen-en-pleistoceen/
Door de groei/afname van de grote ijsvlakten is de klimaatgevoeligheid tijdens het Pleistoceen ongeveer twee keer zo groot is als tijdens het Plioceen.
De klimaatmodellen geven aanwijzingen dat de klimaatgevoeligheid toeneemt bij hogere temperaturen. Zie bijv. tabel 1 uit Meraner 2013, die dit voornamelijk wijten aan het niet-lineaire gedrag van de waterdamp terugkoppeling:
http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/2013GL058118/abstract
Andere recente artikelen die over dit onderwerp gaan zijn:
Andrews 2015, http://centaur.reading.ac.uk/38318/8/jcli-d-14-00545%252E1.pdf
Bloch-Johnson 2015, http://geosci.uchicago.edu/~abbot/files/PAPERS/bloch-johnson-et-al-15.pdf
Deze laatste studie bevat ook herberekeningen van de ECS schattingen van Otto e.a. en Lewis & Curry. Bloch-Johnson en collega’s geven aan dat deze studies het risico van een hoge opwarming onderschatten:
“Understanding feedback temperature dependence is therefore essential for inferring the risk of high warming from modern observations. Studies that assume linearity likely underestimate the risk of high warming.”
LikeLike
Jos, dank voor de verwijzing naar m.n. Bloch-Johnson et al. Zij zeggen:
“For a positive feedback temperature dependence, warming increases Earth’s sensitivity, while greater sensitivity makes Earth warm more. These effects can feed on each other, greatly amplifying warming. As a result, for reasonable values of feedback temperature dependence and preindustrial feedback, Earth can jump to a warmer state under only one or two CO2 doublings.”
Dat doet me denken aan Hansen et al 2013, die zeggen:
http://journals.plos.org/plosone/article?id=10.1371/journal.pone.0081648
“distinctions between pathways aimed at ∼1°C and 2°C warming are much greater and more fundamental than the numbers 1°C and 2°C themselves might suggest. These fundamental distinctions make scenarios with 2°C or more global warming far more dangerous; so dangerous, we suggest, that aiming for the 2°C pathway would be foolhardy.
First, most climate simulations, including ours above and those of IPCC [1], do not include slow feedbacks such as reduction of ice sheet size with global warming or release of greenhouse gases from thawing tundra. These exclusions are reasonable for a ∼1°C scenario, because global temperature barely rises out of the Holocene range and then begins to subside. In contrast, global warming of 2°C or more is likely to bring slow feedbacks into play. Indeed, it is slow feedbacks that cause long-term climate sensitivity to be high in the empirical paleoclimate record [51]–[52]. The lifetime of fossil fuel CO2 in the climate system is so long that it must be assumed that these slow feedbacks will occur if temperature rises well above the Holocene range.
Second, scenarios with 2°C or more warming necessarily imply expansion of fossil fuels into sources that are harder to get at, requiring greater energy using extraction techniques that are increasingly invasive, destructive and polluting. Fossil fuel emissions through 2012 total ∼370 GtC (Fig. 2). If subsequent emissions decrease 6%/year, additional emissions are ∼130 GtC, for a total ∼500 GtC fossil fuel emissions. This 130 GtC can be obtained mainly from the easily extracted conventional oil and gas reserves (Fig. 2), with coal use rapidly phased out and unconventional fossil fuels left in the ground. In contrast, 2°C scenarios have total emissions of the order of 1000 GtC. The required additional fossil fuels will involve exploitation of tar sands, tar shale, hydrofracking for oil and gas, coal mining, drilling in the Arctic, Amazon, deep ocean, and other remote regions, and possibly exploitation of methane hydrates. Thus 2°C scenarios result in more CO2 per unit useable energy, release of substantial CH4 via the mining process and gas transportation, and release of CO2 and other gases via destruction of forest “overburden” to extract subterranean fossil fuels.
Third, with our ∼1°C scenario it is more likely that the biosphere and soil will be able to sequester a substantial portion of the anthropogenic fossil fuel CO2 carbon than in the case of 2°C or more global warming. Empirical data for the CO2 “airborne fraction”, the ratio of observed atmospheric CO2 increase divided by fossil fuel CO2 emissions, show that almost half of the emissions is being taken up by surface (terrestrial and ocean) carbon reservoirs [187], despite a substantial but poorly measured contribution of anthropogenic land use (deforestation and agriculture) to airborne CO2 [179], [216]. Indeed, uptake of CO2 by surface reservoirs has at least kept pace with the rapid growth of emissions [187]. Increased uptake in the past decade may be a consequence of a reduced rate of deforestation [217] and fertilization of the biosphere by atmospheric CO2 and nitrogen deposition [187]. With the stable climate of the ∼1°C scenario it is plausible that major efforts in reforestation and improved agricultural practices [15], [173], [175]–[177], with appropriate support provided to developing countries, could take up an amount of carbon comparable to the 100 GtC in our ∼1°C scenario. On the other hand, with warming of 2°C or more, carbon cycle feedbacks are expected to lead to substantial additional atmospheric CO2 [218]–[219], perhaps even making the Amazon rainforest a source of CO2 [219]–[220].
Fourth, a scenario that slows and then reverses global warming makes it possible to reduce other greenhouse gases by reducing their sources [75], [221]. The most important of these gases is CH4, whose reduction in turn reduces tropospheric O3 and stratospheric H2O. In contrast, chemistry modeling and paleoclimate records [222] show that trace gases increase with global warming, making it unlikely that overall atmospheric CH4 will decrease even if a decrease is achieved in anthropogenic CH4 sources. Reduction of the amount of atmospheric CH4 and related gases is needed to counterbalance expected forcing from increasing N2O and decreasing sulfate aerosols.
Now let us compare the 1°C (500 GtC fossil fuel emissions) and the 2°C (1000 GtC fossil fuel emissions) scenarios. Global temperature in 2100 would be close to 1°C in the 500 GtC scenario, and it is less than 1°C if 100 GtC uptake of carbon by the biosphere and soil is achieved via improved agricultural and forestry practices (Fig. 9). In contrast, the 1000 GtC scenario, although nominally designed to yield a fast-feedback climate response of ∼ 2°C, would yield a larger eventual warming because of slow feedbacks, probably at least 3°C.”
Volgens hen is er nu, begin 2016, nog maar een carbon budget van circa 100 GtC over om een goede kans (80%) te hebben onder de twee graden te blijven, of zelfs onder de anderhalve graad. Met een mondiale uitstoot van nu circa 10 GtC/jr is dat budget over 10 jaar op. Gezien de risico’s van meer dan twee graden opwarming niet echt geruststellend. Ik neem aan dat Rutte en Kamp hard bezig zijn met een Deltaplan CO2-reductie…
LikeLike
Bedankt, iedereen, voor alle info. Er is me weer ietsjes meer duidelijk geworden over dit complexe probleem.
LikeLike
Is in dat nieuwe onderzoek ook het onderzoek van Katharina Six opgenomen? Dimethyl Sulphide schijnt ook een belangrijke rol te spelen in een klimaat waar CO2 in de atmosfeer snel toeneemt.
http://www.nature.com/news/rising-ocean-acidity-will-exacerbate-global-warming-1.13602
Als ik dat bericht op nature lees (2013) zou je zomaar kunnen denken dat de voorspellingen er een halve graad onder zitten.
LikeLike
Lieuwe,
Ik denk niet dat de onderzoeksresultaten van Six al verwerkt zijn in het model dat in Marvel et al. is gebruikt. En het is nog minder waarschijnlijk dat ze meegenomen worden in de eenvoudiger methoden om klimaatgevoeligheid te schatten. Zo snel gaat het niet in de wetenschap. Als die resultaten van Six bevestigd worden door andere onderzoeken, zullen ze op termijn wel opgenomen worden in een nieuwe generatie modellen. Maar dat zal nog wel even duren.
Overigens was het doel van Marvel et al. niet zozeer om klimaatgevoeligheid te schatten op basis van alle factoren die een rol zouden kunnen spelen. Ze zochten vooral naar een verklaring voor de verschillen tussen de resultaten van verschillende methoden.
LikeLike