Erger dan verwacht – de staat van het klimaat III:
Klimaatgevoeligheid
GERTJAN COBELENS
Klimaatgevoeligheid, dat klinkt als een indicatie van het percentage mensen dat wegzapt zodra klimaatverandering ter sprake komt, maar in werkelijkheid heeft die term betrekking op de relatie tussen de CO₂-concentratie in de atmosfeer en de mate van opwarming. In het bijzonder gaat klimaatgevoeligheid over de vraag hoeveel de wereldwijde oppervlaktetemperatuur stijgt wanneer de CO₂-concentratie van een pre-industrieel niveau van 280 deeltjes per miljoen (parts per million, afgekort tot ppm) naar 560 ppm verdubbelt.
Omdat die relatie met heel veel onzekerheid omgeven is, geldt ze als de ‘heilige graal’ van de klimaatwetenschap. En met reden. De klimaatgevoeligheid is een belangrijke indicatie voor hoe snel de aarde opwarmt. Ze wordt bijvoorbeeld als kerncijfer gebruikt voor prognoses voor 2100, voor economische ramingen en voor hoe groot het resterende koolstofbudget is om onder de 2°C-grens te blijven.
De drie meest gehanteerde methoden voor het berekenen van de klimaatgevoeligheid zijn de transitieklimaatgevoeligheid, de evenwichtsklimaatgevoeligheid en de aardsysteemgevoeligheid. Van de drie wordt de evenwichtsklimaatgevoeligheid veruit het vaakst gebruikt. Wanneer een artikel in het algemeen aan klimaatgevoeligheid refereert, wordt deze variant bedoeld. In het algemeen geldt dat de transitieklimaatgevoeligheid lager is dan de evenwichtsklimaatgevoeligheid, die weer lager is dan de aardsysteemgevoeligheid.
De transitieklimaatgevoeligheid is een zuiver modelmatige benadering die betrekking heeft op de stijging van de oppervlaktetemperatuur op het moment dat de CO₂-concentratie verdubbelt. Het gaat om een een modelscenario waarin de CO₂-concentratie geleidelijk (over een periode van 70 jaar) met 1 procent per jaar toeneemt. De gevoeligheid is dan het gemiddelde over de 10 jaar voor en de 10 jaar na het tijdstip dat de CO₂-concentratie is verdubbeld.
De evenwichtsklimaatgevoeligheid is een veel bredere benadering dan de transitiegevoeligheid en gaat over de vraag hoeveel de temperatuur stijgt bij een verdubbeling van de CO₂-concentratie nadat de zogenaamde snelle terugkoppelingen (zie aflevering 3) een nieuw evenwicht hebben bereikt. Het is een concept dat in de jaren zeventig ontwikkeld is door de meteoroloog en klimaatwetenschapper Jule Charney. De in de aflevering ‘Gematigden en alarmisten‘ genoemde notitie over klimaatverandering van Frank Press aan president Carter leidde namelijk ook tot een verzoek aan de National Academy of Sciences om ‘ons huidige begrip van de koolstofdioxide/klimaatkwestie beknopt en objectief samen te vatten ten behoeve van beleidsmakers.’ Jule Charney werd met de taak belast om een commissie samen te stellen en een conferentie te organiseren. Charney besloot dat het onderwerp van de conferentie een inschatting van de klimaatgevoeligheid moest zijn. Daartoe introduceerde hij het begrip evenwichtsklimaatgevoeligheid, in de literatuur beter bekend als ECS (equilibrium climate sensitivity, ook wel Charney-sensitivity genoemd).
Die evenwichtsklimaatgevoeligheid is een optelsom van de stralingsforcering* – de verandering in de energiebalans van de aarde – en de snelle terugkoppelingen. Zou je zowel de snelle als de trage terugkoppelingen in je berekening opnemen, dan stuit je op het probleem dat sommige terugkoppelingen, neem de opwarming van de oceanen, extreem traag verlopen en eeuwen zo niet millennia in beslag nemen. Om tot een inschatting van de gevoeligheid te komen waarmee je uitspraken kunt doen over een relatief afzienbare termijn, maakte Charney dus een onderscheid tussen snelle terugkoppelingen (in de literuur bekend als fast feedbacks of Charney-feedbacks) en trage terugkoppelingen, zoals de oceanen, ijskappen en koolstofcyclus, die hij een constante waarde meegaf. De vuistregel luidt dat 40 procent van het nieuwe evenwicht binnen 10 jaar bereikt wordt, 60 procent binnen een een eeuw en 90 procent binnen duizend jaar.
De evenwichtsklimaatgevoeligheid geeft dus de temperatuurstijging weer die grofweg een eeuw (in sommige onderzoeken 75 jaar, in andere ook 125 of zelfs 150 jaar) na een verdubbeling van de hoeveelheid CO₂ in de atmosfeer van 280 naar 560 ppm bereikt wordt. Maar aangezien je de omstandigheden op aarde niet een eeuw lang kunt stilzetten, is de evenwichtsklimaatgevoeligheid (ECS) per definitie een gedachte-experiment. De ECS is dus eerder een indicatie dan een heel precies cijfer.
Wanneer ook de trage terugkoppeling worden meegenomen spreek je van de aardsysteemgevoeligheid (in de literatuur earth system sensitivity of ESS genoemd). De aardsysteemgevoeligheid beslaat vele duizenden jaren, omdat het bijzonder lang kan duren voordat ook de traagste terugkoppelingen een nieuw evenwicht hebben bereikt. Omdat in paleoklimaatonderzoek vrijwel altijd vele millennia in het spel zijn, wordt die ESS in de praktijk voornamelijk bij dit type onderzoek gebruikt. Al zijn daar ook uitzonderingen op. In ‘Global warming in the pipeline‘ doen James Hansen en collega’s een poging om de aardsysteemgevoeligheid op basis van de huidige opwarming te berekenen. Over een periode van 5 duizend jaar gemeten, bedraagt die volgens hen zo’n 10°C.
Aangezien de evenwichtsklimaatgevoeligheid veruit het meest gebruikt wordt, vormt deze variant het onderwerp van dit artikel. Al wordt in de volgende aflevering eerst nog even gekeken naar de geschiedenis van de klimaatgevoeligheid in brede zin.
In de jaren 90 van de 19de eeuw was de Zweedse wetenschapper Svante Arrhenius de eerste die een poging ondernam om de klimaatgevoeligheid vast te stellen. Hij vroeg zich af hoeveel de aarde zou opwarmen bij een verdubbeling van de hoeveelheid CO₂ in de atmosfeer van 280 naar 560 deeltjes per miljoen (ppm). Voor de basis van zijn berekening greep Arrhenius terug op het werk van John Tyndall van zo’n 30 jaar eerder. Die had aangetoond dat CO₂ heel goed in staat is om warmtestraling te absorberen, maar ook dat dat absorptievermogen aan verzadiging onderhevig is. Arrhenius trok hieruit de conclusie dat het verband tussen CO₂ en temperatuur niet lineair is maar logaritmisch afneemt.*
In de praktijk wil dit zeggen dat de eerste ‘stoot’ CO₂-verhoging, bijvoorbeeld van 190 ppm – het koudste punt tijdens de laatste ijstijd – naar 210, een groter opwarmend effect heeft dan, zeg, een stijging van 280 ppm naar 300. Anders gezegd, als een verdubbeling van de CO₂-concentratie van 280 naar 560 ppm een x hoeveelheid warmte oplevert, dan resulteert een tweede verdubbeling van 560 naar 1120 niet in 2x maar opnieuw in x. Tegenwoordig wordt zo’n verdubbeling doorgaans niet rechtstreeks in temperatuur omgezet, maar uitgedrukt in de hoeveelheid stralingsforcering in watt per vierkante meter (W/m2). De bovengenoemde verdubbelingen resulteren dan steeds in een extra stralingsforcering van een kleine 4 W/m2.
Klimaatgevoeligheid, zo realiseerde Arrhenius zich, is een combinatie van ‘initiële’ opwarming als gevolg van de stralingsforcering en terugkoppelingen. Die initiële opwarming is uit te rekenen met behulp van de Wet van Stefan-Boltzmann. Die geeft aan dat een verdubbeling leidt tot een opwarming van 1,2°C. De rest bestaat uit terugkoppelingen, zoals een toenemende hoeveelheid waterdamp in de atmosfeer, een dalende albedo, veranderende wolkenpatronen, et cetera. Op basis van een uiterst versimpeld model kwam Arrhenius in 1896 tot een schatting van 5 à 6°C.
In 1931 volgde er een tweede poging, dit keer door de Amerikaanse geofysicus Edward Olson Hulburt. Hij had een manier uitgedokterd om het effect van convectie (het opwaartse warmtetransport door opstijgende warme lucht) met dat van straling in zijn berekeningen te combineren. Het cijfer waar hij, los van terugkoppelingen, op uitkwam was 4°C.*
De eerste schatting op basis van een computermodel is afkomstig van de Japanse en Amerikaanse meteorologen Syukuro Manabe en Richard Wetherald. In 1967 kwam dit tweetal in opdracht van de voorloper van het NOAA uit op een klimaatgevoeligheid van 2,3°C, dat ze voor het gemak afrondden naar 2°C.
In 1979 vond in Massachusetts een bijeenkomst plaats van de ‘Ad Hoc Group on Carbon Dioxide and Climate’ onder leiding van Jule Charney (zie de vorige aflevering). De weerslag van de beraadslagingen is vastgelegd in het invloedrijke rapport ‘Carbon Dioxide and Climate: a Scientific Assessment‘, beter bekend als het Charney-rapport. Aangezien er in 1979 nog nauwelijks paleoklimatologisch onderzoek was gedaan en er ook nog weinig betrouwbare temperatuurmetingen voor het meer recente verleden (zeg de afgelopen duizend jaar) voorhanden waren, richtte het rapport zich noodgedwongen uitsluitend op modellen. De twee belangrijkste modellen van dat moment waren dat van Manabe en Wetherald, en het algemene circulatiemodel van de Nasa onder leiding van James Hansen.
Het model van Manabe en Wetherald gaf dus een evenwichtsgevoeligheid van ruim 2°C aan. Sinds het begin van de metingen in 1957 op Mauna Loa, Hawaï, was de hoeveelheid CO₂ in 1979 ten opzichte van 280 ppm met 21 procent toegenomen terwijl de temperatuur sinds 1850 met zo’n 0,65°C gestegen was. Dat correspondeerde fraai met een evenwichtsgevoeligheid van een kleine 2,5°C. Toch kwam het model van Hansen op een gevoeligheid uit van rond de 4°C. Bij Hansen moest er dus iets zijn wat die extra opwarming aan het zicht onttrok. Dat ‘iets’ leidde bijvoorbeeld tot de hypothese dat er in de relatie tussen CO₂ en opwarming een ingebouwde vertraging van 30 jaar zit, een idee dat intussen lang en breed weerlegd is. In het latere werk van Hansen is het de afkoelende werking van antropogene aerosolen (uitlaatgassen, voornamelijk in de vorm van zwavel – zie de volgende aflevering) die het verschil tussen de gemeten en de daadwerkelijke opwarming verklaart. In aflevering 27-29 kom ik hier uitgebreid op terug.
Manabe zou hier later tijdens een interview in Science over verklaren: ‘Charney koos 0,5°C als een redelijke foutmarge, trok dit af van mijn getal en telde het op bij dat van Hansen, wat leidde tot de bandbreedte van 1,5 tot 4,5°C voor de waarschijnlijke evenwichtsgevoeligheid, die sindsdien in elke beoordeling terugkeert.’
Het Charney-rapport leidde niet alleen tot de introductie van het begrip evenwichtsklimaatgevoeligheid, maar ook tot een beste schatting voor die gevoeligheid van 3°C, die sindsdien onveranderd is gebleven. De rest van het artikel is een lange aanloop naar de beantwoording van de vraag of dit cijfer standhoudt.
De rest van dit artikel is dus gewijd aan de vraag of de beste schatting van de evenwichtsklimaatgevoeligheid van 3°C standhoudt. Om die vraag te beantwoorden volgt eerst een lange rondgang langs de drie bewijslijnen voor het vaststellen van die gevoeligheid: modellen (aflevering 4-16), paleoklimaatonderzoek (aflevering 17-25) en waargenomen opwarming (aflevering 26-29). Om de vergaarde kennis in aflevering 30-33 tot slot te vergelijken met het belangrijkste onderzoek dat ooit op dit vlak gedaan is (25 wetenschappers hebben er vier jaar lang aan gewerkt, niet fulltime mag ik aannemen, maar toch). Dit rapport, of beter boekwerk (zonder de noten telt het 166 pagina’s), ‘An Assessment of Earth’s Climate Sensitivity Using Multiple Lines of Evidence‘ (2020), geldt met recht en reden als de gouden standaard op dit terrein.
De drie bewijslijnen worden elk op dezelfde manier uitgewerkt. Eerst volgt er een cursus-achtige uiteenzetting van de basiskennis, vervolgens een bespreking van alle onzekerheden en tot slot een overzicht van de belangrijkste wetenschappelijke ontwikkelingen van de jongste jaren op deze drie gebieden.
In de evenwichtsklimaatgevoeligheid spelen de snelle terugkoppelingen een hoofdrol. De zes belangrijkste zijn de waterdamp-terugkoppeling, de ijs-albedo-terugkoppeling, de wolken-terugkoppeling, het aerosoleneffect, de ‘lapse rate‘-terugkoppeling en de Planck-terugkoppeling.* De eerste drie zijn opwarmende of positieve terugkoppelingen, de laatste drie zijn afkoelende, dempende of negatieve terugkoppelingen.
Waterdamp-terugkoppeling → Bij een stijgende temperatuur verdampt er meer water en waterdamp is een krachtig broeikasgas. Dit proces creëert een positieve terugkoppelingslus, waardoor de opwarming verder versterkt wordt.
IJs-albedo-terugkoppeling → Wanneer ijs en sneeuw smelten, daalt de albedo (het lichtweerkaatsingsvermogen) van de aarde. Er wordt minder zonnestraling teruggekaatst naar de ruimte en er wordt meer warmte-energie geabsorbeerd, wat tot verdere opwarming leidt. Dit is een andere belangrijke positieve terugkoppelingslus.
Wolken-terugkoppeling → Wolken zijn uitermate complex. Ze kunnen zowel binnenkomende zonnestraling reflecteren (afkoelend effect) als uitgaande infraroodstraling vasthouden (opwarmende werking). Bij elkaar opgeteld hebben wolken een sterk afkoelende werking (net als sneeuw en ijs verhogen ze de reflectiviteit van de aarde). De grote vraag is hoe wolken op een opwarmend klimaat reageren, en hoe het klimaat vervolgens op die veranderde wolkenpatronen reageert. Dit heet de wolken-terugkoppeling. Het netto effect van die wolken-terugkoppeling is de grootste bron van onzekerheid in de klimaatwetenschap. Afhankelijk van het type wolk en de hoogte kunnen ze een positieve (opwarmende) of negatieve (afkoelende) terugkoppeling hebben. De huidige stand van zaken in de klimaatwetenschap luidt dat de wolken-terugkoppeling opgeteld positief is en dus aan de opwarming bijdraagt. De hamvraag is echter hoe groot die bijdrage is.
Aerosoleneffect → Aerosolen, minuscule deeltjes in de atmosfeer die van natuurlijke oorsprong kunnen zijn maar ook afkomstig van uitlaatgassen, kunnen zowel een afkoelend als een opwarmend effect hebben. Sommige aerosolen, zoals zwavel, reflecteren zonlicht en hebben een afkoelend effect, terwijl andere, roet bijvoorbeeld, zonlicht absorberen en een opwarmende werking hebben. Het effect van aerosolen op de temperatuur op aarde is complex en varieert per regio, maar met name antropogene aerosolen (door de mens veroorzaakte uitlaatgassen) in de vorm van zwavel hebben netto een afkoelend effect. Hierdoor wordt een deel van de opwarming aan het zicht onttrokken. Hoe groter het effect van die antropogene aerosolen is, hoe hoger de klimaatgevoeligheid. De precieze omvang van de afkoelende werking van het aerosoleneffect is aan veel onzekerheid onderhevig, evenals de manier waarop aerosolen op de wolken-terugkoppeling inwerken.
‘Lapse rate‘-terugkoppeling → Hoe hoger je komt in de troposfeer, hoe kouder het is. Dit komt doordat opstijgende warme lucht bij toenemende hoogte afkoelt aangezien ook de druk bij toenemende hoogte afneemt. Dit temperatuurverschil wordt in het Engels de ‘lapse rate‘ genoemd.
Als het warmer wordt, bevat de lucht meer waterdamp. Die extra waterdamp heeft dan tevens een effect op de lapse rate, aangezien meer waterdamp betekent dat er meer warmtetransport naar grotere hoogten plaatsvindt. Dit laatste effect wordt de ‘lapse rate’-terugkoppeling genoemd. Meer warmte op grotere hoogten, betekent dat de uitstraling van infrarood licht gemakkelijker wordt, wat een negatieve, dempende of afkoelende terugkoppeling oplevert. Dit effect speelt vooral in de tropen. Op hogere breedtegraden neem dit dempende effect sterk af en kan het de opwarming zelfs versterken.
Planck-terugkoppeling → Dit naar Max Planck vernoemde mechanisme is de belangrijkste dempende of negatieve terugkoppeling in het klimaatsysteem. Een warmer aardoppervlak zendt namelijk meer infrarode warmtestraling naar de ruimte uit. Dit mechanisme dempt de opwarming door overtollige energie af te voeren en is cruciaal voor het stabiliseren van de temperatuur. Het werkt als volgt: stijgt de temperatuur van de aarde door de uitstoot van broeikasgassen, dan stijgt de uitgaande langgolvige warmtestraling naar de ruimte evenredig mee. Hoewel een hogere CO₂-concentratie de uitgaande straling aanvankelijk tegenhoudt, zorgt de daaropvolgende temperatuurstijging er via de Planck-terugkoppeling voor dat de aarde alsnog meer energie gaat uitstralen.
In de volgende aflevering kijken we naar de methoden aan de hand waarvan de evenwichtsklimaatgevoeligheid bepaald wordt.
