De grenzen van de klimaatgevoeligheid

We schrijven hier veel en vaak over klimaatgevoeligheid. Met reden: aan de hand van klimaatgevoeligheid kan goed inzichtelijk gemaakt worden hoeveel invloed menselijke CO₂-emissies op het klimaat hebben, of kunnen hebben. Zowel binnen de wetenschap als in de communicatie over de wetenschap is het bijzonder prettig om het klimaateffect van broeikasgassen in één getal te kunnen vangen. Maar er zitten wel wat adders onder het gras.

Klimaatgevoeligheid betekent: de stijging van de mondiaal gemiddelde temperatuur die optreedt als gevolg van een verdubbeling van de CO₂-concentratie. Eigenlijk is klimaatgevoeligheid dus het meeste eenvoudige klimaatmodel dat er bestaat: het klimaateffect van CO₂ gevangen in één getal. Die eenvoud is de kracht van het model, maar tegelijkertijd ook de zwakte. Het klimaatsysteem is namelijk niet zo simpel. Het is daarom goed om te beseffen dat schattingen van klimaatgevoeligheid een vereenvoudigde benadering zijn en dat klimaatgevoeligheid allerminst een fysische constante is.

Omdat klimaatgevoeligheid zo’n veelbesproken onderwerp is, kan het geen kwaad om de basisbeginselen en de voetangels en klemmen van dit begrip nog eens op een rijtje te zetten. Een afgelopen najaar in Earth’s Future verschenen artikel – Prospects for narrowing bounds on Earth’s equilibrium climate sensitivity van Stevens et al. – is aanleiding en, grotendeels, leidraad voor dit stuk. Aan het eind ga ik nog even in op een interessante suggestie die Stevens et al. doen voor toekomstig klimaatonderzoek.

De basis

De zon is de energiebron van het klimaat. Als het klimaatsysteem evenveel energie uitstraalt, volgens de wet van Stefan–Boltzmann, als er aan zonlicht binnenkomt, is de stralingsbalans in evenwicht en verandert de gemiddelde mondiale temperatuur niet. Hoeveel de temperatuur verandert als er iets in de stralingsbalans verandert hangt af van de grootte van die initiële verandering (de stralingsforcering) en van terugkoppelingen (of feedbacks) in het klimaatsysteem die de opwarming versterken (positieve feedback) of verzwakken (negatieve feedback). De klimaatgevoeligheid wordt dus bepaald door de grootte van de stralingsforcering en van de terugkoppelingen.

De stralingsforcering die het gevolg is van een verdubbeling van de CO₂-concentratie zou, zonder terugkoppelingen die die opwarming versterken of verzwakken, een opwarming opleveren van ongeveer 1°C. Een aantal terugkoppelingen in het klimaatsysteem volgt uit basale natuurwetenschap:

• Als de temperatuur stijgt, stijgt ook de hoeveelheid waterdamp in de atmosfeer. Waterdamp is een broeikasgas, dus dit versterkt de opwarming.
• Sneeuw en ijs reflecteren meer zonlicht dan land en open water. Het smelten van sneeuw en ijs versterkt daarom de opwarming.
• Als het opwarmt, neemt de verticale circulatie in de atmosfeer toe. Hierdoor wordt er meer warmte van het oppervlak naar hogere luchtlagen getransporteerd, waar deze gemakkelijker uit het klimaatsysteem verdwijnt. Bovendien neemt deze verticale stroming waterdamp mee. Als waterdamp hoog in de atmosfeer condenseert komt er warmte vrij, die eveneens gemakkelijker uit het klimaatsysteem kan ontsnappen. Dit verzwakt de opwarming.
• Als de temperatuur stijgt neemt de uitstraling van warmte, opnieuw volgens Stefan-Boltzmann, toe. Zonder deze verzwakkende terugkoppeling zou het simpelweg ondenkbaar zijn dat de stralingsbalans ooit in evenwicht zou zijn.

Op basis van deze basale natuurwetenschap werd in 1979, in een advies aan de Amerikaanse regering (het zogenaamde Charney rapport), berekend dat de evenwichtsklimaatgevoeligheid waarschijnlijk tussen de 1,5 en 4,5 °C ligt per verdubbeling van de CO₂-concentratie.

De meeste bekende complicatie rond klimaatgevoeligheid heeft te maken met de verschillende tijdschalen waarop de gevolgen van een verandering in het klimaat zich ontwikkelen. Sommige gevolgen, zoals de opwarming van de diepe oceaan, het smelten van grote ijsmassa’s of de aanpassing van ecosystemen, kunnen over periodes van eeuwen of zelfs millennia verlopen. Feedbacks die met die gevolgen samenhangen kunnen dan ook over zo’n lange periode optreden. Het spreekt voor zich dat juist de effecten op zeer lange termijn moeilijk in te schatten zijn; bovendien is het berekenen van een klimaatgevoeligheid over zo’n lange periode nogal een academische oefening. Wetenschappelijk zeker interessant, maar voor de gevolgen van onze broeikasgasemissies kijken we toch liever naar een wat kortere termijn. De meestgebruikte definities van klimaatgevoeligheid gaan dan ook over een kortere periode:

• Overgangsklimaatgevoeligheid (of transient climate response, TCR): dit is de opwarming die optreedt na 70 jaar, wanneer de CO₂-concentratie jaarlijks met 1% toeneemt. In die 70 jaar is de concentratie dan verdubbeld.
• Evenwichtsklimaatgevoeligheid (equilibrium climate sensitivity, ECS): de opwarming die optreedt als na een verdubbeling van de CO₂-concentratie de stralingsbalans weer in evenwicht is. De definitie van ECS is afkomstig uit het Charney rapport uit 1979 en dus gebaseerd op de kennis van toen. De traagste onderdelen van het klimaatsysteem blijven buiten beschouwing. ECS is dus eigenlijk de klimaatgevoeligheid op een tijdschaal van enkele eeuwen.

Als in een berekende klimaatgevoeligheid ook de allertraagste feedbacks worden meegenomen, die spelen op een tijdschaal van meerdere millennia, wordt dit Earth System Sensitivity (ESS) genoemd.

De meest gemaakte denkfout over klimaatgevoeligheid

Zoals eerder beschreven, is klimaatgevoeligheid een maat die aangeeft hoe de temperatuur aan het aardoppervlak verandert als gevolg van een stralingsforcering en de terugkoppelingen in het klimaatsysteem. Een andere manier om datzelfde begrip te beschrijven, die misschien wat vergezocht overkomt op een aardbewoner, maar die vanuit natuurwetenschappelijk oogpunt juist wat logischer aanvoelt, is: klimaatgevoeligheid is de temperatuurstijging (of daling) die nodig is om de stralingsbalans aan de top van de atmosfeer weer in evenwicht te brengen, als dat evenwicht is verstoord.

De tweede beschrijving maakt misschien beter duidelijk dat de precieze oorzaak van de verstoring van de stralingsbalans er niet zo veel toe doet. Dat is dan ook wat uit de simpele natuurwetenschappelijke logica volgt. Als het klimaat gevoelig is voor, bijvoorbeeld, wisselingen in de zonne-activiteit, is het ook gevoelig voor een verandering in de CO₂-concentratie. Het idee, dat met enige regelmaat te zien is in pseudosceptische verhalen, dat klimaatgevoeligheden voor verschillende oorzaken tegen elkaar uitgeruild zouden kunnen worden – “meer gevoeligheid voor zonne-activiteit betekent minder gevoeligheid voor CO₂” – is al helemaal onzin. Wie zoiets beweert bewijst maar een ding: dat hij niet serieus te nemen is op het gebied van klimaatwetenschap.

Als pseudosceptische pogingen om op basis van fysica de menselijke invloed op het klimaat te ontkennen of te bagatelliseren al niet de mist in gaan met de wet van behoud van energie, dan lopen ze vrijwel steeds weer vast op hun inconsistente behandeling van de klimaatgevoeligheid.

Een ander belangrijk punt om rekening mee te houden wanneer het over klimaatgevoeligheid gaat: het begrip zegt niets over de factoren die de CO₂-concentratie kunnen beïnvloeden. Ofwel: het zegt niets over wat er met onze CO₂-emissies gebeurt in de koolstofcyclus. En daarin zitten ook terugkoppelingen. Om het helemaal ingewikkeld te maken: er zijn terugkoppelingen binnen de koolstofcyclus zelf én er zijn terugkoppelingen van de temperatuur op de koolstofcyclus. Een belangrijke terugkoppeling binnen de koolstofcyclus zit in de biosfeer: die neemt meer CO₂ op als de concentratie stijgt. Bij een stijgende CO₂-concentratie neemt ook de oplosbaarheid ervan in water toe: oceanen nemen dus een deel van onze emissies op. Dat zijn twee terugkoppelingen die ook zo hun haken en ogen hebben – oceanen verzuren door de opname van CO₂, wat weer invloed kan hebben op het zeeleven en daarmee op de koolstofcyclus, en het vermogen van planten om extra CO₂ op te nemen is niet oneindig – maar het is nog vrij simpel vergeleken met de terugkoppelingen van de temperatuur op de koolstofcyclus. De oplosbaarheid van CO₂ in water neemt af als het warmer wordt, planten gaan sneller groeien, klimaatzones met de bijbehorende ecosystemen schuiven op, permafrost ontdooit waardoor het daarin opgeslagen organisch materiaal weer in de koolstofcyclus terecht kan komen maar waardoor ook de plantengroei toe zou kunnen nemen, in de oceaan opgeslagen methaanhydraten zouden vrij kunnen komen, natuurbranden kunnen toenemen. Of allerlei bodembeestjes worden actiever en ademen daardoor meer CO₂ uit, zoals onlangs werd vastgesteld in een artikel (achter een betaalmuur, maar het volledige artikel is wel toegankelijk via de link in het artikel van de Washington Post) dat de nodige media-aandacht kreeg.

Al die effecten in de koolstofcyclus zouden meegenomen kunnen worden in een klimaatgevoeligheid die gedefinieerd is op basis van cumulatieve CO₂-emissies, in plaats van de concentratie. Er is door wetenschappers gewerkt aan zo’n definitie, de TCRE (transient climate response to cumulative CO₂ emission). En het is best een aantrekkelijke gedachte, omdat – min of meer toevallig – de relatie tussen cumulatieve emissies en opwarming ongeveer lineair blijkt te zijn. Nadeel is wel dat die definitie van klimaatgevoeligheid nog een verdere versimpeling is van de complexe realiteit. Zo’n versimpeling kan ook onduidelijkheid en misverstanden opleveren. En wetenschappers zijn van nature conservatief, ze zullen dus niet zomaar massaal overstappen op een andere definitie. De TCRE zal dus wel eens gebruikt worden naast de momenteel meer gangbare ECS en TCR, maar zal deze niet zomaar vervangen.

En dan is er nog het feit dat het klimaat niet overal op de wereld hetzelfde is en dat het dus ook niet overal hetzelfde zal reageren op een verandering in de stralingsbalans of de temperatuur. Het hoeft ook niet altijd hetzelfde te reageren, het is goed mogelijk dat de klimaatgevoeligheid in warme perioden anders is dan tijdens ijstijden. Hoe dat kan is goed te begrijpen: land, oceanen, zee-ijs en landijs reageren op verschillende manieren op veranderingen; de terugkoppelingen kunnen anders zijn en bovendien verschilt de snelheid waarmee ze reageren. En als verschillende delen van het aardoppervlak verschillend reageren, kan dat weer invloed hebben op stromingspatronen, die bijvoorbeeld weer beïnvloeden waar en wanneer welk type bewolking ontstaat. Eigenlijk is de klimaatgevoeligheid op mondiale schaal het gemiddelde van een groot aantal lokale klimaatgevoeligheden. De lokale verschillen, de interacties daartussen, die misschien wel kunnen veranderen in de tijd, noemt de wetenschap “pattern effect”. Het is een van de factoren die bijdragen aan de wetenschappelijke onzekerheid over klimaatgevoeligheid.

Rapporten die de hele klimaatwetenschap overzien komen al decennia uit op dezelfde bandbreedte voor de evenwichtsklimaatgevoeligheid: 1,5 tot 4,5 °C. Individuele onderzoeken komen met hun schattingen ook steeds weer ergens in dat gebied uit, op misschien een enkele uitschieter naar onder en naar boven na. Het blijkt bijzonder moeilijk te zijn om iets van dat waarschijnlijkheidsinterval af te knabbelen. Maar er zijn wel goede argumenten waarom de klimaatgevoeligheid binnen die bandbreedte zou moeten liggen. Het artikel van Stevens et al. beschrijft een aantal voorwaarden voor een klimaatgevoeligheid beneden de 1,5 °C of boven de 4,5 °C. De sets van voorwaarden noemen ze verhaallijnen. De volledige verhaallijn zou bevestigd moeten worden, wil een hoge of lage klimaatgevoeligheid werkelijk aannemelijk zijn.

De klimaatgevoeligheid zou lager kunnen zijn dan 1,5 °C onder de volgende voorwaarden:

1. Het afkoelend effect van aerosolen die afkomstig zijn van menselijke emissies zou beperkt moeten zijn, en/of het “pattern effect” hiervoor zou kleiner moeten zijn dan klimaatmodellen aangeven.Deze voorwaarde volgt uit onderzoeken die de klimaatgevoeligheid schatten uit de opwarming die is gemeten in de instrumentele periode. De aanname van een kleine invloed van aerosolen levert in dergelijke onderzoeken een lage klimaatgevoeligheid op. Sommige onderzoekers menen dat dergelijke schattingen te laag zijn omdat ze geen rekening houden met lokale verschillen tussen het effect van aerosolen, maar vooralsnog is er vooral aanzienlijke onzekerheid. Bevestiging of weerlegging van deze voorwaarde is op korte termijn daarom niet te verwachten.
2. De temperatuur van het oceaanoppervlak in de tropen zou tijdens de laatste ijstijd aan de bovenkant van de gereconstrueerde waarden moeten liggen en/of er zou hiervoor een groter “pattern effect” moeten zijn dan klimaatmodellen aangeven.Een groot temperatuurverschil tussen ijstijden en interglacialen wijst op een hoge klimaatgevoeligheid. Het voert te ver om hier in detail op in te gaan, maar reconstructies van die temperatuurverschillen in (bijvoorbeeld) de tropen zijn met de huidige klimaatwetenschappelijke inzichten niet in overeenstemming te brengen met een zeer lage klimaatgevoeligheid.
3. Terugkoppelingen in het klimaat zouden in warme periodes in het verleden veel groter moeten zijn geweest dan nu het geval is, of anders zouden de klimaatforceringen uit die periode aanzienlijk onderschat moeten zijn.In een ver verleden is het klimaat waarschijnlijk meerdere malen aanzienlijk warmer geweest (“hothouse climate”) dan nu. Dit is bijzonder moeilijk in overeenstemming te brengen met een lage klimaatgevoeligheid.
4. De terugkoppeling van wolken op opwarming zou negatief moeten zijn.Hoewel het effect van wolken een van de meer onzekere factoren is in de klimaatwetenschap, wijst de bestaande kennis vooral in de richting van een versterkende terugkoppeling. Voor een negatieve terugkoppeling die de klimaatgevoeligheid tot beneden de 1,5°C kan laten dalen bestaan geen aanwijzingen. Er zijn ook geen aanwijzingen voor een andere (theoretische) mogelijkheid die Stevens et al. noemen: een veel zwakkere positieve feedback van waterdamp dan modellen berekenen. (Terzijde: het is maar zeer de vraag of zo’n zwakke positieve feedback van waterdamp werkelijk goed nieuws zou zijn. Het zou namelijk impliceren dat de relatieve vochtigheid in grote delen van de wereld zou dalen, wat volgens alle logica tot rampzalige droogtes zou leiden. Dus is het eerder goed dan slecht nieuws dat 2016 naast het record voor mondiaal gemiddelde temperatuur, ook het record voor luchtvochtigheid heeft gebroken.)

Annual precipitable water in 2016 at the global scale was at record levels according to R1 Reanalysis (1948-present). pic.twitter.com/WRWNyYo1lT

— Brian Brettschneider (@Climatologist49) January 3, 2017

De voorwaarden voor een hoge klimaatgevoeligheid zijn min of meer het spiegelbeeld van de voorwaarden voor een lage klimaatgevoeligheid. Alleen de tegenhanger van voorwaarde (iii) ontbreekt, omdat het “hothouse climate” niet in tegenspraak is met een hoge klimaatgevoeligheid.

1. Het afkoelend effect van aerosolen zou in de afgelopen decennia groot genoeg moeten zijn om een substantieel deel van de opwarming door broeikasgassen tegen te gaan.
2. De temperatuur van het oceaanoppervlak in de tropen tijdens de laatste ijstijd zou veel lager moeten zijn dan nu.
3. De terugkoppeling van wolken zou sterk en positief moeten zijn.

De auteurs pretenderen niet hiermee alle voorwaarden voor een hoge of lage klimaatgevoeligheid te geven. Hun verhaallijnen zijn vooral bedoeld als illustratie bij een voorstel voor een ander type onderzoek naar klimaatgevoeligheid. Tot op heden presenteren artikelen hierover steeds weer hun eigen schatting, die zo goed als altijd ergens tussen de 1,5 en 4,5°C ligt. Het resultaat: al decennialang verandert er niks aan de bandbreedte van die schattingen. Het voorstel is nu om onderzoeken, middels dit soort verhaallijnen, specifiek op de uitersten van die bandbreedte te richten. Dergelijke onderzoeken zouden dus niet gericht zijn op een “best estimate”, maar vooral op het wegknabbelen van kleine stukjes onzekerheid. Een interessant idee. Of het ook navolging krijgt, zullen we nog even af moeten wachten.