Klimaatgevoeligheid in het Plioceen en Pleistoceen

Onderzoek naar de veranderingen in de CO2 concentratie en de temperatuur in het geologische verleden, tot circa 3,3 miljoen jaar geleden, ondersteunt de range van de klimaatgevoeligheid van 1,5 tot 4,5 °C van het IPCC.

Al heel lang voordat de mens op aarde verscheen viel er soms regen of sneeuw, scheen de zon of was het bewolkt en was het wel eens warm of koud. Het weer bestaat dus al heel lang en daarmee ook het gemiddelde weer over een langere periode: het klimaat. Daar CO2 moleculen honderdduizenden of miljoenen jaren geleden exact dezelfde eigenschappen hadden als ze nu hebben, kan wetenschappelijk inzicht in de invloed van de CO2 concentratie (en veranderingen daarin) in de atmosfeer op het klimaat, en de temperatuur in het bijzonder, in vroeger tijden zeer leerzaam zijn voor het CO2-experiment dat wij mensen nu met de Aarde uitvoeren. De studie van het klimaat van het verre Aardse verleden is het terrein van de paleoklimatologie en begin deze maand is er in dat onderzoeksveld een artikel verschenen van Martínez-Botí en anderen over de klimaatgevoeligheid tijdens het Plioceen en Pleistoceen (zie ook het persbericht of The Carbon Brief).

Het Plioceen is de geologische periode van 5,3 tot 2,6 miljoen jaar geleden en het Pleistoceen loopt dan van 2,6 miljoen jaar geleden tot 11,7 duizend jaar geleden, toen het zogenaamde Holoceen begon. Het Plioceen kenmerkt zich door een geleidelijke daling van de temperatuur op Aarde en het Pleistoceen door diverse ijstijden en interglacialen, zie figuur 1. Tijdens het middelste gedeelte van het Plioceen, circa 3,3 tot 3 miljoen jaar geleden, was de temperatuur op Aarde gemiddeld 2 tot 3 °C warmer dan nu het geval is en was het zeeniveau circa 12 – 32 meter hoger.

Figuur 1: Het verloop van de mondiale oppervlaktetemperatuur gedurende de afgelopen 5,3 miljoen jaar vanaf de start van het Plioceen (boven) en de laatste 800.000 jaar (onder). Bron: Hansen et al 2013.


Het middelste gedeelte van het Plioceen is de meest recente periode uit de Aardse geschiedenis waarin de mondiale temperatuur vergelijkbaar was met de temperatuur die volgt uit de projecties voor het einde van deze eeuw. Daarnaast was de ligging van de continenten tijdens het Plioceen vrijwel hetzelfde als in de tegenwoordige tijd en was de CO2 concentratie in de atmosfeer enigszins vergelijkbaar met de huidige 400 ppm. Deze factoren maken het Plioceen tot een interessant en veel onderzocht tijdperk.

Martínez-Botí et al presenteren in hun artikel een nieuwe reconstructie van de CO2 concentratie in de atmosfeer voor de periode die loopt van 2,3 tot 3,3 miljoen jaar geleden. De resolutie is hoger dan eerdere reconstructies met voor ongeveer elke 13.000 jaar een CO2 waarde. Het CO2 gehalte in de atmosfeer varieert in die miljoen jaar ruwweg tussen de 300 en 450 ppm. In het laatste gedeelte van het Pleistoceen varieerde het CO2 gehalte tussen de 180 en 280 ppm, zoals is bepaald uit ijskerndata. Zie figuur 2.

Figuur 2: De CO2 concentratie in de atmosfeer voor het laatste gedeelte van het Plioceen en het begin van het Pleistoceen, 2,3 tot 3,3 miljoen jaar geleden (boven) en voor de afgelopen 800.000 jaar. Gebaseerd op figuur 1d uit Martínez-Botí 2015 en figuur 6.11 uit het NRC rapport “Advancing the Science of Climate Change” 2010.

Wijzigingen in de CO2 concentratie in de atmosfeer zorgen voor een verandering in de sterkte van het broeikaseffect en veroorzaken daardoor temperatuurveranderingen. Een veel bediscussieerde en onderzochte vraag is hoe groot die temperatuurveranderingen dan zijn. Hier komt de klimaatgevoeligheid om de hoek kijken, dit is de verandering van de temperatuur op Aarde die optreedt als gevolg van een verandering in een forcering. Als het over de invloed van CO2 gaat, wordt de klimaatgevoeligheid gerelateerd aan de temperatuurverandering als gevolg van een verdubbeling van de CO2 concentratie. Er zijn diverse definities voor deze klimaatgevoeligheid waarbij de tijdschaal een rol speelt die men in acht neemt ten aanzien van de temperatuurverandering (zie dit blogstuk voor die definities). Hoe langer de tijdschaal, hoe meer het klimaatsysteem in evenwicht zal raken met de forceringen die opgelegd zijn door de stijging van de CO2 concentratie. Zo kent de Equilibrium Climate Sensitivity (ECS) een tijdschaal van honderden jaren en het IPCC AR5 rapport geeft hiervoor een range van 1.5 tot 4.5 °C. Minder bekend is de Earth System Sensitivity (ESS) waarbij de tijdschaal in de millennia loopt. Daarbij worden ook de zogenaamde langzame terugkoppelingen meegenomen, zoals veranderingen in de grote ijskappen en ijsvlakten en veranderingen in de vegetatie.

De klimaatgevoeligheid is geen constante maar is afhankelijk van de staat van het klimaat voordat de CO2 concentratie verandert. Zo heeft bijvoorbeeld het langzame verdwijnen van grote ijsgletsjers op het Noordelijk Halfrond na een ijstijd een grote invloed op de reflectie van het zonlicht, de albedo. Zijn er geen grote ijsvlakten meer op Aarde, is deze invloed uiteraard veel geringer. Een verandering van de CO2 concentratie tijdens een ijstijd zou dus een grotere temperatuurverandering kunnen veroorzaken dan eenzelfde verandering in een interglaciaal; de klimaatgevoeligheid is daarmee dan verschillend. De klimaatgevoeligheid zou in een warmer klimaat dan het huidige weer anders kunnen zijn door bijvoorbeeld een sterkere invloed van een toenemende waterdampconcentratie.

In het artikel van Martínez-Botí et al is een mooi voorbeeld opgenomen van het niet-lineaire gedrag van de zogenaamde δ18O waarde als functie van (de natuurlijke logaritme) van de CO2 concentratie. Zie figuur 3. Uit de δ18O waarde is het mogelijk om de temperatuur van het zeewater af te leiden, een zogeheten proxy, en deze waarde wordt bepaald uit de verhouding van de twee zuurstofisotopen 18O en 16O zoals die bijvoorbeeld in de skeletten van zeediertjes aanwezig zijn. De ln(CO2/C0) op de x-as van figuur 3 is een maat voor de verandering van de sterkte van het broeikaseffect. Als de gevoeligheid van de δ18O waarde (en daarmee dus de temperatuur) constant zou zijn voor een verandering in de sterkte van het broeikaseffect, zouden de punten van figuur 3 op een rechte lijn moeten liggen. Dat is duidelijk niet het geval. Het buigpunt in de grafiek ligt bij een CO2 concentratie van circa 275 ± 15 ppm. De onderzoekers geven als verklaring voor de grotere gevoeligheid van de δ18O waarde beneden die CO2 concentratie van 275 ppm de invloed van de groei en afname van grotere ijsvlakten op het Noordelijk Halfrond.

Figuur 3: De relatie tussen de δ18O waarde en de ln(CO2/C0) waarde voor meetpunten over de laatste 3 miljoen jaar. De rode punten zijn data afkomstig uit ijskernen, de blauwe cirkels zijn datapunten uit de Martínez-Botí et al studie en de overige datapunten komen uit andere studies. De stippellijn is de pre-industriële CO2 concentratie van 278 ppm.

De onderzoekers hebben hun nieuwe CO2 reconstructie gebruikt om de gevoeligheid van het klimaatsysteem van de Aarde te onderzoeken. Hiervoor hebben ze uit de δ18O data een reconstructie gemaakt van de verandering van de mondiale oppervlaktetemperatuur over de afgelopen 3,5 miljoen jaar (ΔMAT). Daarnaast hebben ze een reconstructie gemaakt van de verandering van de oppervlaktetemperatuur van de oceanen over dezelfde periode die niet gebaseerd is op δ18O data maar op de verzadigingsgraad van alkenonen (ΔSST). Voor de berekening van de klimaatgevoeligheid heeft men zowel voor de ΔMAT als de ΔSST berekeningen uitgevoerd met de forcering door de veranderingen in de CO2 concentratie, de ΔFCO2, en door de verandering als gevolg van de landijs-albedo als forcering mee te nemen in combinatie met ΔFCO2, de zogenaamde ΔFCO2,LI. Zie figuur 4 voor hun waarschijnlijkheidsverdelingen van de klimaatgevoeligheid.

Figuur 4: De waarschijnlijkheidsverdelingen van de klimaatgevoeligheid voor de verandering in de mondiale oppervlaktetemperatuur (ΔMAT) en de oppervlaktetemperatuur van de oceanen (ΔSST) voor het Pleistoceen en Plioceen door de forcering als gevolg van CO2 veranderingen (ΔFCO2) en door CO2 + ijs-albedo veranderingen (ΔFCO2,LI). Figuur 5 uit Martínez-Botí et al.

Uit figuur 4 volgt dat de klimaatgevoeligheid voor CO2 veranderingen tijdens het Pleistoceen (4a,b) circa twee maal zo hoog was als tijdens het Plioceen (4c,d). Ook hier geeft men als verklaring de groei of afname van de grote ijsvlakten op het Noordelijk Halfrond. Deze verklaring wordt ondersteund door een berekening van de klimaatgevoeligheid maar nu tegen de gecombineerde forcering van CO2 en de ijs-albedo forcering (4e-f). In dat geval is de klimaatgevoeligheid voor beide tijdperken ongeveer hetzelfde. Uit hun berekeningen leiden Martínez-Botí en collega’s af dat de Earth System Sensitivity, dus waarbij de langzame terugkoppelingen zijn meegenomen, zeer waarschijnlijk (95%) kleiner is dan 5,2 °C voor een verdubbeling van de CO2 concentratie en waarschijnlijk (68%) ligt tussen 3,0 – 4,4 °C. Dit laat zich niet direct vertalen naar de Equilibrium Climate Sensitivity (ECS), maar gebruik makend van de gegevens uit Lunt 2010 (ESS is circa 30-50% groter dan de ECS), zou dat een range van ongeveer 2 tot 3,4 °C opleveren voor de ECS.

Martínez-Botí et al schrijven dat de range van het IPCC voor de ECS – 1,5 tot 4,5 °C – waarschijnlijk een betrouwbare beschrijving geeft van de temperatuurrespons op de verandering in de klimaatforcering. Tenminste als de temperatuur op Aarde niet verder stijgt dan 3 °C boven het pre-industriële niveau. Daarboven kan de klimaatgevoeligheid af gaan wijken van die range van 1,5 tot 4,5 °C. Ik hoop toch echt dat de mensheid die klimaatgevoeligheid alléén zal kunnen bepalen uit klimaatmodellen of uit het geologische verleden en niet daadwerkelijk proefondervindelijk zal vaststellen.

7 Reacties op “Klimaatgevoeligheid in het Plioceen en Pleistoceen

  1. Lennart van der Linde

    Jos,
    Dank voor deze interessante post over Martinez-Boti et al. Wat ik me bij fig.4 afvraag is: waarom is de klimaatgevoeligheid met en zonder albedo in het Plioceen bijna gelijk, terwijl die in het Pleistoceen zonder albedo ongeveer twee keer zo groot is als met albedo? Betekent dit dat albedo in het Plioceen bijna geen invloed had op de gevoeligheid? Of begrijp ik fig.4 verkeerd?

    Net als jij verwijzen ook Previdi et al 2013 naar Lunt et al 2010, die schatten dat de Earth System Sensitivity in het Plioceen circa 30-50% groter is dan de Fast Feedback Sensitivity, terwijl ze die voor het Pleistoceen ongeveer 100% groter schatten:
    http://www.precaution.org/lib/previdi_climate_sensitivity_in_anthropocene.2013.pdf

    Ik zou in eerste instantie verwachten dat in fig.4 de Plioceen-gevoeligheid met albedo dan ook circa 40% groter zou zijn dan die zonder albedo. Hoe is te verklaren dat dit niet zo is?

    Een andere vraag is in hoeverre de huidige snelle opwarming wellicht de gevoeligheid zou kunnen vergroten boven die in het Plioceen, doordat trage negatieve feedbacks nu de snellere positieve feedbacks minder kunnen compenseren dan bij een langzamere opwarming. Wat is jouw inschatting?

  2. Lennart,

    Volgens mij klopt je conclusie over de invloed van de albedo. Deze invloed is in het Plioceen veel kleiner dan tijdens het Pleistoceen. Logisch eigenlijk, in het Pleistoceen waren er ijsvlakten die bijv. half Europa bedekten tijdens de glacialen en tijdens de interglacialen (net als nu) waren deze ijsvlakten weer klein. Dat gaf enorme veranderingen in de albedo. Tijdens het Plioceen waren de ijsvlakten veel kleiner en zal de albedo verandering als gevolg van veranderingen in de ijsvlakten derhalve veel kleiner zijn geweest bij temperatuurveranderingen.

    In de grafieken van figuur 4 heeft men de temperatuurverandering berekend aan de hand van de forcering en hierbij is dus in de figuren 4e t/m 4h de ijs-albedo verandering als forcering is meegenomen en niet als feedback. Daar tijdens het Plioceen de verandering in het ijs-albedo niet zo groot is geweest, zoals je al concludeerde, is het verschil in de forcering met en zonder albedo tijdens het Plioceen redelijk vergelijkbaar. Het verschil is circa 5% op het gemiddelde, 1.06 tegen 1.01, en dus geen circa 40% maar de spreiding is vrij groot.
    Het verschil in de grafieken van bijv. 4a en 4e of 4c en 4g, zit hem alléén in de forcering van de ijsvlakten, maar andere slow-feedbacks, zoals de invloed van vegetatie, zijn er niet ‘uitgefilterd’. Hoe groot die invloed van de andere slow-feedbacks getalsmatig is weet ik niet, maar zeer waarschijnlijk significant en ook die zitten in die ‘circa 40%’.
    Ik kon overigens in Previdi 2013 zo vlug niet die ‘100% groter’ vinden, waar staat dat ergens?

    Moeilijke vraag die laatste, inderdaad gaan de huidige veranderingen op een geologische tijdschaal razendsnel. Zoals ik al schreef kunnen we aan het einde van deze eeuw temperaturen op Aarde bereiken die vergelijkbaar zijn met die van het middelste gedeelte van het Plioceen. In een paar honderd jaar van een interglaciaal naar het MPWP (Mid-Pliocene Warm Period)!
    Ik baseer mijn inschatting het liefst op de wetenschap. In het artikel van Martinez-Boti geeft men aan dat de ECS range van 1,5 – 4,5 °C, wellicht niet meer opgaat als de temperatuur 3 °C boven het pre-industriële niveau stijgt. Zoals ik in de tekst aangaf zijn er bijv. aanwijzingen dat de waterdamp feedback sterker wordt bij hogere temperaturen: http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/2013GL058118/abstract
    In zijn beschrijving van het Martinez-Boti artikel geeft David Lea aan dat er bij die hogere temperaturen onzekerheden zijn over de wolkenfeedback, zoals gewoonlijk zou je haast zeggen (http://www.nature.com/nature/journal/v518/n7537/full/518046b.html).

    Voor onze huidige maatschappij lijkt mij het Plioceen al erg genoeg, daar hoort bijv. een zeeniveau bij dat 12 tot 32 meter hoger ligt dan nu het geval is. De vraag is alleen hoe snel we dat zullen bereiken. Een inschatting die niet gebaseerd is op een artikel: je zou zeggen dat dat dit keer niet vele millennia zal duren als we aan het einde van deze eeuw op meer dan 600 ppm CO2 zitten.

  3. Lennart van der Linde

    Jos,
    Het verschil zou dan inderdaad vooral in de vegetatie albedo feedback moeten zitten. Ik ging er zomaar vanuit dat die minder sterk zou zijn dan de ijs albedo feedback, maar voor het Plioceen dus waarschijnlijk/misschien niet.

    Die 100% van Previdi et al slaat op de 6 graden C in de samenvatting en wordt bv op pp.1124-1125 toegelicht:
    “Hansen et al. (2008) estimated an Earth system sensitivity including ice sheet and vegetation albedo feedbacks of about 6◦C for doubled CO2. This is an average Earth system sensitivity for the range of climate states between glacial conditions and ice-free Earth, and thus it largely reflects the changes that occurred during the Pleistocene glacial cycles. For smaller ice sheet changes, the sensitivity would be somewhat less. In this case, a useful palaeo analogue for the future could be the mid-Pliocene warm period (∼3 My BP), which, relative to present-day, featured similar atmospheric CO2 levels and considerably smaller changes in global ice volume compared to those which characterized the Pleistocene glacial cycles. Lunt et al. (2010) estimated an Earth system sensitivity for doubled CO2 of 4–4.5◦C for the mid-Pliocene relative to pre-industrial times. Although clearly smaller than the 6◦C sensitivity given by Hansen et al. (2008), this nevertheless represents a significant enhancement (by ∼30–50%) of the fast feedback sensitivity.”

    Over de mogelijke reactiesnelheid van de ijskappen zeggen ze vervolgens:
    “Evidence for centennial time-scale ice sheet changes based on palaeo-sea-level records (see above) is largely derived from periods in Earth’s history (e.g. the transition from the LGM to the Holocene) which featured greater amounts of ice than is available today (with much of this ice existing at relatively lower latitudes and elevations). One could argue that this would tend to favour a slower ice sheet response today than occurred during past warming. However, it must also be borne in mind that the current anthropogenic forcing greatly exceeds the forcing from orbital variations that drove past deglaciations, which might be expected to compensate to some extent (perhaps entirely) for the smaller present-day global ice volume. At the heart of the uncertainty surrounding ice sheet response time is the incomplete understanding of the dynamical processes (e.g. ice stream acceleration, ice shelf disintegration) that are thought to play a critical role in ice sheet decay (e.g. Dupont and Alley, 2006). Working to better understand these processes, and representing them in ice sheet models, are therefore crucial next steps toward narrowing the range of possible future ice sheet changes.”

    Inmiddels zijn o.a. Pollard, DeConto en Alley hard aan het proberen om die ijskapmodellen te verbeteren, zoals dit recente werk laat zien:
    http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0012821X14007961

    In de samenvatting zeggen ze onder meer:
    “In response to atmospheric and ocean temperatures typical of past warm periods, floating ice shelves may be drastically reduced or removed completely by increased oceanic melting, and by hydrofracturing due to surface melt draining into crevasses. Ice at deep grounding lines may be weakened by hydrofracturing and reduced buttressing, and may fail structurally if stresses exceed the ice yield strength, producing rapid retreat. Incorporating these mechanisms in our ice-sheet model accelerates the expected collapse of the West Antarctic Ice Sheet to decadal time scales”

    En in het artikel zelf:
    “WAIS retreat is greatly accelerated by the new mechanisms, occurring on decadal rather than century-to-millennial time scales… sea level rise reaches 5 m after ∼200 yr and 17 m after ∼3000 yr (Fig. 4, red curve), similar in magnitude to albeit uncertain proxy estimates of past sea-level variations mentioned above. About 3 mesl comes from West Antarctica, and the remaining ∼14 mesl comes from East Antarctic basins… In summary, applying a simple Pliocene-like warming scenario to our model, the combined mechanisms of MISI, melt-driven hydrofracturing and cliff failure cause a very rapid collapse of West Antarctic ice, on the order of decades. This is followed by retreat of East Antarctic basins within several hundred to a few thousand years. The total Antarctic ice loss corresponds to ~17m sea-level rise, in good agreement with high stands in geologic sea-level records, although uncertainty in the geologic records themselves should be considered”

    Dus WAIS-collapse zou wellicht tot 3m stijging binnen een eeuw kunnen leiden, bij 2-3 graden opwarming, als dit model een beetje klopt. En als de opwarming meer dan 3 graden wordt, zou het misschien nog sneller kunnen gaan. Tel daar de bijdrage van Groenland, overige gletsjers en uitzetting bij op en je zou tot misschien wel 5 meter stijging tussen 2050 en 2150 kunnen komen, als het tegenzit, en misschien wel tot 8 meter in totaal in 2200. Wat moeten we met zo’n analyse?

  4. Lennart van der Linde

    Overigens zeggen Previdi et al ook nog:
    “Since climate–GHG feedbacks are positive,the Earth system sensitivity is higher with these feedbacks included. Hansen and Sato (2012) find that including non-CO2 GHG (CH4 and N2O) changes as a feedback increases the Earth system sensitivity to 8◦C for doubled CO2. They stress, though, that since this estimate is based on the LGM–Holocene transition, which featured a strong ice sheet/vegetation albedo feedback, it is likely on the high end of what is relevant in the Anthropocene. If (non-anthropogenic) atmospheric CO2 responses to climate change are also counted as a feedback, the Earth system sensitivity would be higher still.”

    Er lijkt dus een risico dat een opwarming van bv 2 graden aan het eind van deze eeuw op wat langere termijn (eeuwen/millennia?) door relatief trage feedbacks versterkt zal worden tot misschien wel 4 graden.

  5. Lennart, dank voor je verwijzingen en de link naar het artikel van Pollard. Had ik nog niet gelezen.

    Die 6 °C van Hansen die Previdi et al noemen is inderdaad 2 keer de gemiddelde 3 °C. Het was al wat laat gisteren🙂. Overigens zie je aan figuur 4a dat Martinez-Boti de forcering door alleen CO2 voor het Pleistoceen inschat als gemiddeld circa 2 °K/(W/m²). Dat is dan een ESS van 7.4 °C, zo’n beetje in het midden van de 6 – 8 °C van Hansen.
    Martinez-Boti et al geven aan dat de Plioceen ESS, dus de opwarming na een stel millennia, ergens tussen de 3.0- 4.4 °C ligt en zeer waarschijnlijk kleiner dan 5.2 °C. Vergelijkbaar met de 4 °C die je noemt. Met de kanttekening dat het kan veranderen als het warmer wordt dan in het Plioceen.

    Over Pollard et al, zie ook:
    http://arstechnica.com/science/2015/01/updated-ice-sheet-model-matches-wild-swings-in-past-sea-levels/
    Hoewel Alley daar schrijft dat de stap functie die zij gebruikt hebben in Pollard et al nogal extreem is, laat het onderzoek wel degelijk zien dat de WAIS sneller kan instorten dan men voorheen dacht. In hun model komen zij op 17 meter zeespiegelstijging in 3 eeuwen en initieel 5 meter zeespiegelstijging in een paar eeuwen (hun figuur 4).
    Wat we moeten met zo’n analyse? In het kader van het verlagen van de kans op deze in mijn ogen grote risico’s: onze CO2 emissies verminderen.

  6. Lennart van der Linde

    Jos,
    Inderdaad zijn Plioceen-temperaturen nog niet volgend jaar bereikt, maar misschien wel al in de tweede helft van deze eeuw. En daarna kan het nog verder stijgen, vandaar dat Alley in dat stuk ook zegt dat ze misschien nog niet de ‘true worst worst case’ te pakken hebben.

    Met die 17 meter in drie eeuwen, bedoel je natuurlijk drie milliennia.

    En inderdaad, risico’s verminderen door CO2-reductie. En misschien ook de analyse van de Deltacommissie nog eens updaten? Die hielden rekening met maximaal 3,5 meter mondiale stijging in 2200, en 4m langs onze kust. Dat kan misschien nog wel meer worden, afgaande op Pollard et al en enkele andere recente papers.

  7. Uh, jazeker 17 meter in 3 millennia.

    De onzekerheid m.b.t. de zeespiegelstijging zit het hem in de bijdrage van de ijskappen en zeker Antarctica. Zoals Pollard 2015 laat zien: het lijkt er op dat dat sneller kan verlopen dan uit eerdere analyses bleek. Om een meer realistisch beeld te verkrijgen dan bij die stapfunctie, de plotselinge verhoging met 2 °C, geven ze het volgende aan:
    “A natural next step will be to use time-dependent forcing to model specific warm events or periods of the past and compare with available data, such as warm Pliocene intervals ∼5–3Ma, MIS-31 at ∼1.08Ma, and strong Pleistocene interglacials”.
    Ik ben benieuwd.

    Overigens heeft juist de bijdrage van Antarctica voor Nederland de grootste impact:
    http://www.knmi.nl/cms/content/97142/zeespiegelveranderingenregionaal_in_de_eenentwintigste_eeuw
    Als de gegevens van Pollard 2015 bevestigd worden, is het inderdaad de vraag of die 4 meter zeespiegelstijging in 2200 qua risico-inschatting nog wel houdbaar is als bovengrens.

Geef een reactie

Vul je gegevens in of klik op een icoon om in te loggen.

WordPress.com logo

Je reageert onder je WordPress.com account. Log uit / Bijwerken )

Twitter-afbeelding

Je reageert onder je Twitter account. Log uit / Bijwerken )

Facebook foto

Je reageert onder je Facebook account. Log uit / Bijwerken )

Google+ photo

Je reageert onder je Google+ account. Log uit / Bijwerken )

Verbinden met %s