mini|Klimafølsomhet dreier seg om forholdet mellom global temperaturendring og atomsfærens innhold av klimagasser som karbondioksid vist med den sorte kurven. Konsentrasjonen av klimagasser har betyding for jordens strålingsbalanse som bestemmer dens temperatur og klima.
Klimafølsomhet beskriver den global temperaturen ved likevekt som oppstår i atmosfæren etter en endring av strålingspådrivet. En økning av klimagasser endrer strålingspådrivet noe som har betydning for jordens klima, for eksempel gjennomsnittlig temperatur. Varmeinnholdet ved jordens overflate bestemmes av energibalansen mellom styrken av strålingen fra solen og (den usynlige) varmeutstrålingen fra jorden tilbake til verdensrommet, kjent som drivhuseffekten. En ubalanse fører til oppvarming eller nedkjøling, mens balanse gir stabil temperatur. Noen faktorer som gir ubalanse er endringer i styrken av solstråling, skyer i atmosfæren, konsentrasjon av partikler og klimagasser. Ved en ubalanse, for eksempel økt konsentrasjon av klimagasser, vil temperaturen stige helt til en ny energibalansen er opprettet. Det flere etablerte definisjoner av klimafølsomhet.
Størrelsen er sentral for å forstå global oppvarming, både dagens tilstand, og fremtidig temperaturøkning. Klimafølsomheten er avhengig av den opprinnelige klimatilstanden, som kan utledes nøyaktig fra presise paleoklimatologiske data. Langsomme tilbakekoblinger, spesielt endringer av utbredelsen til iskapper og innhold av atmosfærisk karbondioksid (CO2), forsterker det totale klimasystemets følsomhet med en størrelse som avhenger av tidsskalaen som vurderes.
Det er utviklet avanserte simuleringsmodeller for å beregne jordens klimafølsomhet. Disse tar hensyn til en svært stor mengde parametre og sammenhenger mellom disse. Spesielt er det utfordrende å lage modeller for skydannelse, da skyer og vanndamp i atmosfæren har spesielt stor betydning for jordens klima, men er vanskelige å modellere. Også langtidsvirkninger av redusert utbredelse av is og snø i Arktis og Antarktis er eksempel på usikkerhetsfaktorer, fordi mye is reflekterer sollys mens reduksjon fører til absorpsjon og oppvarming. Imidlertid er det også gjort en rekke andre tilnærmelser for å beregne jordens klimafølsomhet ut fra observasjoner og enkle regnestykker. En annen tilnærming er å teste om klimamodellene kan etterligne historiske klimaendringer, for eksempel de siste års endringer eller utviklingen mange tusen år tilbake.
Historie mini|Svante Arrhenius holdes for å være den første som gjorde beregninger som viste at økt atmosfærisk konsentrasjon av karbondioksid vil øke jordens temperatur. Han er anses å være mannen bak et begrepet om klimafølsomhet.
Konseptet klimafølsomhet er tillagt den svenske kjemikeren Svante Arrhenius, og hans arbeid i 1896 gir et estimat for hvor stor denne er: «temperaturen i de arktiske områdene vil stige rundt 8 eller 9 grader Celsius hvis karbondioksiden økter med 2,5 til 3 ganger dens nåverdi».
Klimafølsomhet evalueres ofte i forhold til endringen i likevektstemperatur på grunn av strålingspådriv på grunn av drivhuseffekten. Ifølge Arrhenius er strålingspådrivet (og dermed temperaturendringen) proporsjonal med logaritmen av konsentrasjonen av gasser i atmosfæren som absorberer infrarød stråling, dermed fås formelen:Walter, Martin E., "Earthquakes and Weatherquakes: Mathematics and Climate Change", Notices of the American Mathematical Society, Volume 57, Number 10, page 1278 (November 2010).
der C0 er konsentrasjonen av CO2 i begynnelsen av perioden som studeres, C er konsentrasjonen av CO2ved slutten av perioden og ln er den naturlige logaritmen. ΔF er endring av jordens stålingspådriv målt som W/m2 (Watt per kvadratmeter). Omfattende målinger har funnet at konstanten for CO2 er 5,35 (± 10 %) for jordens atmosfære."NOAA Annual Greenhouse Gas Index, Spring 2016", NOAA Annual Greenhouse Gas Index, updated Spring 2016, NOAA Earth System Research Laboratory, Boulder, CO 80305, James H Butler and Stephen A Montzka
Likevekt og transient klimafølsomhet mini|Utbredelse av havis i Arktis har blitt betydelig redusert de siste tiårene. Iskappene på Nord- og Sørpolen reflekterer innstrålt sollys mye sterkere enn åpent hav, en effekt kjent som albedo. Ved en reduksjon av disse og andre snøflater på jorden endres sakte strålingspådrivet og forsterker den opprinnelige effekten av økt konsentrasjon av klimagasser. Dermed er dette en kompliserende faktor for å bestemme klimafølsomheten.
Forskjellige former for klimafølsomhet Klimafølsomhet er den global temperaturforandringen som gir likevekt som respons på endring av strålingspådrivet.Abstract Klimafølsomheten er avhengig av den opprinnelige klimatilstand, men kan potensielt utledes nøyaktig fra presise paleoklimatologiske data. Langsomme tilbakekoblinger i klimasystemet, spesielt endringer av størrelsen av iskapper og innhold av atmosfærisk CO2, forsterker det totale klimasystemets følsomhet med en størrelse som avhenger av tidsskalaen som vurderes.
Likevektsklimafølsomhet (ECS) er en referanse til likevektsendringen i global gjennomsnittlig lufttemperatur ved jordens overflate som skyldes en fordobling av atmosfærisk (ekvivalent) karbondioksidkonsentrasjon (ΔTx2). Som er estimert av IPCCs femte hovedrapport «er det 'høy sannsynlighet' for at ECS er 'ekstremt usannsynlig' mindre enn 1 °C og 'middels sannsynlighet' for at ECS er sannsynlig mellom 1,5 °C og 4,5 °C og svært usannsynligstørre enn 6 °C». Dette er en endring fra IPCCs fjerde hovedrapport, som sa at den var «sannsynlig å ligge i området 2 til 4,5 °C med et best estimat på omtrent 3 °C, og at den er svært lite sannsynlig å være mindre enn 1,5 °C. Verdier som er vesentlig høyere enn 4,5 °C kan ikke utelukkes, men sammenhengen mellom modeller med observasjoner er ikke så bra for disse verdiene». IPCCs tredje hovedrapport sa at den var «sannsynlig å være i området fra 1,5 til 4,5 °C».
En størrelse som er enklere å beregne er den såkalte transiente klimaresponsen (TCR) som er definert som gjennomsnittlig temperaturrespons over en tjueårsperiode sentrert om dobling av CO2 i en transient simulering med økning av CO2 med 1 % per år. Transientresponsen er lavere enn likevektsfølsomheten på grunn av «tregheten» for oppvarming av vannmassene i verdenshavene (høy varmekapasitet).
Over en tidsskala på 50-100 år vil klimaresponsen på grunn av endret pådriv sannsynligvis være i kategorien transient klimafølsomhet, mens for å vurdere klimastabilisering på lang sikt er likevektsklimafølsomhet mer nyttig.
Et estimat for likevektsklimafølsomhet kan gjøres ved å kombinere den transiente klimafølsomhet med de kjente egenskapene til havet og overflatevarmefluks. Dette er effektiv klimafølsomhet, som «kan variere med tidligere pådrag og klimatilstand».
Et mindre vanlig konsept, jordsystemets klimafølsomhet, inkluderer effektene av langsommere tilbakekoblinger, for eksempel endringen i albedo på grunn av smeltingen de store iskappene som dekket mye av den nordlige halvkule under siste istids maksimum. Disse ekstra tilbakekoblingene gjør jordsystemets klimafølsomhet større enn likevektsklimafølsomhet. Muligens blir den da dobbelt så stor, men det betyr også at den muligens ikke gjelder for dagens forhold.
Klimafølsomhet som parameter eller som kompleks sammenheng Selv om klimafølsomhet vanligvis brukes i forbindelse med strålingspådraget gitt av karbondioksid (CO2), regnes det som en generell egenskap for klimasystemet: En endring i overflatetemperatur (ΔTs) etter en enhetsendring i strålingspådraget uttrykkes den således med enheten °C/(W/m2), (ofte skrevet °C (Wm−2)−1 eller K (Wm−2)−1). For at dette skal være nyttig må parameteren være uavhengig av naturen til pådrivet (for eksempel fra klimagasser eller solvariasjon). Klimafølsomheten spesielt på grunn av CO2 blir ofte uttrykt som temperaturendringen i °C ved en fordobling av konsentrasjonen av karbondioksid i jordens atmosfære.
For sammenkoblede globale klimamodeller som tar med koblinger som den mellom atmosfæren og hav, er klimafølsomheten en emergensegenskap: Det er ikke en modellparameter, men snarere et resultat av en kombinasjon av modellens fysikk og parametere. Dette i motsetning til enklere energibalansemodeller som har klimafølsomhet som en eksplisitt parameter. Matematisk uttrykkes dette slik:
der λ er klimafølsomheten, ΔTs er endringer i global overflatetemperatur og ΔF er endring i globalt strålingspådriv.
Strålingspådriv på grunn av dobling av CO2 mini|Jordens energibudsjett vist skjematisk. Drivhuseffekten har sammenheng med tilbakestråling av infrarød lys som gir det klima som er livsviktig for livet på jorden.
Klimafølsomhet for CO2 har en direkte komponent på grunn av strålingspårdivet gitt av CO2, og ytterligere bidrag som kommer fra tilbakekoblinger, som er både positive og negative. «Uten tilbakekoblinger vil en dobling av CO2 (som utgjør et pådrag på 3,7 W/m2) resultere i en global oppvarming på 1 °C , noe som er lett å beregne og er ubestridte. Den gjenværende usikkerheten skyldes helt og holdent tilbakekoblinger i systemet, nemlig tilbakekobling på grunn av vanndamp, albedo, skykoblingsprosess og tilbakekoblingenes responstid», summen av disse tilbakemeldingene fører til en verdi av følsomheten for CO2-fordobling på rundt 3 °C ± 1,5 °C, som tilsvarer en verdi av λ, fra formelen over, på 0,8 K/(W/m2).
I en rapporten fra NAS fra 1979, ble effekten av en fordobling av konsentrasjonen av CO2 anslått til å være 4 W/m2, som beregnet for eksempel av klimaforskeren Veerabhadran Ramanathan. I 2001 bestemte IPCC en revidert verdi på 3,7 W/m2 , forskjellen tilskrives en «stratosfærisk temperaturjustering». En sammenlikning av konstanter for atmosfærisk strålingsoverføring (Collins 2006) viste uoverensstemmelser mellom klimamodeller og mellom klimamodeller og mer eksakte konstanter for atmosfærisk strålingsoverføring for strålingspådriv som tilskrives fordoblet CO2 selv i skyfri himmel. Formodentlig vil forskjellene være enda større hvis pådrivet ble evaluert i nærvær av skyer på grunn av forskjellig behandling av skyer i forskjellige modeller. Forskjellen i pådrivet ved en dobling av CO2 i ulike klimamodeller bidrar til forskjeller i tilsynelatende sensitiviteter i modellene, selv om denne effekten er antatt å være liten i forhold til de egentlige forskjellene i følsomhetene til modellene selv.
Konsensusestimater De første klimamodellene for å beregne klimafølsomhet mini|James Hansen er en av de mest kjente klimaforskere, blant annet fordi han advarte mot global oppvarming allerede i 1980-årene.
En komité for menneskeskapt global oppvarming satt sammen i 1979 av USAs National Academy of Sciences ledet av meteorologen Jule Gregory Charney estimerte klimafølsomheten til å være 3 ℃ ± 1,5 ℃. Bare to sett med modeller var tilgjengelige. En av modellene laget av klimaforskeren Syukuro Manabe viste en klimafølsomhet på 2 ℃, og den andre etablert av klimaforskeren James Hansen viste en følsomhet på 4 ℃. «Ifølge Manabe valgte Charney 0,5 ℃ som en ikke urimelig feilmargin, subtraheret den fra Manabes tall og tilføyet den til Hansens. Således oppstod intervallet 1,5 ℃ til 4,5 ℃ som den sannsynlige klimafølsomhet som senere har dukket opp i alle vurderinger av drivhuseffekten siden den gang…»
Kapittel 4 i den såkalte Charney-rapporten skrevet av Charney sammenligner modellens prediksjoner: «Vi konkluderer med at prognosene…i utgangspunktet er konsistente og gjensidig støttende. Forskjellene i modellresultater er relativt små og kan tilskrives forskjeller i modellegenskaper og forenkling av antagelser.»
I 2008 skrev klimatologen Stefan Rahmstorf om Charney-rapportens opprinnelige intervall for usikkerhet: «På den tiden var dette intervallet satt på usikker grunn. Siden da har mange velfungerende modeller blitt utviklet av en rekke sentre for klimaforskning rundt om i verden. Nåværende toppmoderne klimamodeller spenner fra 2,6-4,1 ℃, der de fleste ligger rundt 3 °C».
FNs klimapanel