Czułość klimatu

Czułość klimatu – miara odpowiedzi systemu klimatycznego na wymuszanie radiacyjne^[1].

Najczęściej czułość klimatu jest zdefiniowana jako przewidywana zmiana średniej temperatury na powierzchni Ziemi przy dwukrotnej zmianie koncentracji dwutlenku węgla. Jednak można zastanawiać się nad zmianami innych parametrów, jak i nad wymuszeniem przez inne czynniki niż zmiany koncentracji dwutlenku węgla.

Projekty porównywania globalnych modeli klimatu używają czułości klimatu jako jednej z podstawowych miar charakteryzujących system klimatyczny. W szczególności, wiele publikacji Piątego raportu IPCC oraz związanego z nim projektu porównywania modeli klimatu oceanu i atmosfery poświęcone są oszacowaniu wartości tego parametru.

Według opublikowanej w 2020 roku zbiorczej analizy opierającej się o różne niezależne rodzaje danych (pomiarów instrumentalnych, rekonstrukcji paleoklimatycznych, analiz sprzężeń klimatycznych, symulacji modeli różnych złożoności, oraz przewidywań teoretycznych) efektywna czułość klimatu zawiera się z 66% prawdopodobieństwem w przedziale między 2,6 a 3,9 K, co odpowiada przedziałowi 2,6-4,1 K równowagowej czułości klimatu^[2].

Definicje czułości klimatu

Tradycyjnie, czułość klimatu definiowana jest jako zmiana średniej temperatury planety w odpowiedzi na podwojenie koncentracji dwutlenku węgla w atmosferze, co odpowiada zastosowaniu efektywnego wymuszenia radiacyjnego o wartości około 4 W/m². Można też definiować czułość klimatu na jednostkę wymuszenia radiacyjnego, albo jego odwrotność, współczynnik sprzężenia klimatycznego ${\displaystyle \lambda =-1/S,}$ które oznacza zmianę strumiena promieniowania emitowanego w przestrzeń kosmiczną na jednostkę globalnego ocieplenia. Jeśli ${\displaystyle \lambda }$ jest ujemna, system klimatyczny jest stabilny, a mniejsze (bardziej ujemne) wartości odpowiadają mniejszej czułości (większej stabilności) systemu klimatycznego.

Zależność między czułością klimatu, wymuszeniem związanym z podwojeniem CO₂, a współczynnikiem sprzężenia jest zatem następująca

${\displaystyle S=-{\frac {F_{2\times \mathrm {CO} _{2}}}{\lambda }}.}$

Efektywna czułość klimatu

Zmiana strumienia promieniowania netto u szczytu atmosfery jako funkcja zmiany temperatury globalnej po czterokrotnym zwiększeniu koncentracji CO₂ w modelu UKESM1. Krzywa regresji pokazuje zdiagnozowane wartości efektywnego wymuszenia radiacyjnego (punkt przecięcia z osią Y), oraz efektywnej czułości klimatu (punkt przecięcia z osią X). Aby otrzymać wartości odpowiadające podwojeniu CO₂, należy wyniki podzielić przez 2. Upływ czasu w symulacji oznaczono kolorem, dla ułatwienia wstawki przestawiają też oba parametry (strumień promieniowania i temperaturę) jako funkcję czasu.

W sytuacji, gdy klimat nie osiągnął jeszcze stanu równowagi radiacyjnej, możliwym jest oszacowanie jego czułości w oparciu o znane wartości wymuszenia radiacyjnego, dotychczasową zmianę temperatury oraz planetarny bilans cieplny, zdominowany przez zmiany zawartości ciepła we wszechoceanie.

${\displaystyle N=F+\lambda \Delta T,}$

gdzie ${\displaystyle N}$ oznacza wypadkowy strumień promieniowania atmosferycznego na szczycie atmosfery, zdefiniowany jako (zaabsorbowane promieniowanie słoneczne – wyemitowane promieniowanie podczerwone). W sytuacji początkowej, kiedy Ziemia jest w równowadze radiacyjnej, ${\displaystyle N=0.}$ W pewnym momencie czasu ${\displaystyle (t=0)}$ zaburzamy atmosferę poprzez (powiedzmy) dwukrotne zwiększenie koncentracji dwutlenku węgla, działając na klimat wymuszeniem radiacyjnym ${\displaystyle F,}$ zanim nastąpi jakakolwiek zmiana temperatury

${\displaystyle N=F.}$

Nierównowaga radiacyjna powoduje akumulację energii w systemie klimatycznym i jego ocieplenie, które poprzez wzrost emisji promieniowania (wynikający z prawa Stefana-Boltzmanna) powoduje zmniejszenie ${\displaystyle \Delta N.}$ Ponieważ ze wzrostem temperatury powierzchni planety powiązane są różnorodne procesy takie jak zwiększenie temperatury atmosfery, zwiększenie ilości pary wodnej w atmosferze, zmiana pokrywy chmur i zmiana temperatury oceanu, zmiana strumienia promieniowania u szczytu atmosfery jest modyfikowana przez sprzężenia zwrotne, wyrażone zbiorczo przez współczynnik sprzężenia ${\displaystyle \lambda .}$ Po odzyskaniu równowagi radiacyjnej ${\displaystyle (N=0)}$ wzór redukuje się do

${\displaystyle 0=F+\lambda \Delta T,}$

w którym ${\displaystyle \Delta T}$ odpowiada wartości czułości klimatu na podwojenie zawartości dwutlenku węgla, jeśli ${\displaystyle F=F_{2\times \mathrm {CO} _{2}}.}$

Powyższe wzory zakładają, że współczynnik sprzężenia ${\displaystyle \lambda }$ nie zmienia się w czasie, dlatego czułość oszacowaną na ich podstawie nazywa się „efektywną”, aby odróżnić ją od prawdziwej czułości równowagowej. Wymagają też znajomości wartości efektywnego wymuszenia radiacyjnego, którego szacunki znane jest tylko w przybliżeniu w odniesieniu do prawdziwego klimatu, i którego obliczenie jest dość trudne nawet w odniesieniu do symulacji modeli klimatu. Dlatego, w przypadku modeli, używa się tzw. „metody Gregory’ego”, która polega na regresji liniowej strumienia netto promieniowania u szczytu atmosfery ${\displaystyle N}$ względem zmiany temperatury globalnej ${\displaystyle \Delta T}$^[3]. Metoda ta pozwala na jednoczesne określenie wartości wymuszenia ${\displaystyle F}$ (wartość ${\displaystyle N}$ dla ${\displaystyle (t=0),}$ gdy ${\displaystyle \Delta T=0}$), ocieplenia ${\displaystyle \Delta T}$ odpowiadającego temu wymuszeniu (punkt przecięcia krzywej regresji z linią ${\displaystyle N=0}$), oraz wartość ${\displaystyle \lambda }$ (nachylenie krzywej regresji). Standardowo, przy diagnozowaniu efektywnej czułości modeli klimatu, używa się symulacji o długości 150 lat od momentu czterokrotnego zwiększenia koncentracji CO₂ w atmosferze^[4].

Wpływ chmur

Z wyników globalnych modeli klimatu można ocenić także rodzaj zachmurzenia i pokrywę chmur na Ziemi. Dzięki temu można oszacować efekty wpływu chmur na zmianę wypadkowego promieniowania słonecznego i podczerwonego na szczycie atmosfery, a następnie temu można wyznaczyć zależność czasową odchylenia tej wielkości od początkowego stanu bez zaburzenia.

${\displaystyle N_{C}(t)=F_{C}+\lambda _{C}\Delta T_{s}(t),}$

gdzie wielkość ${\displaystyle F_{C}}$ nie zależy w żaden sposób od zmian temperatury przy powierzchni Ziemi i opisuje wpływ wymuszenie radiacyjne na chmury (bez zmiany temperatury na powierzchni Ziemi), natomiast współczynnik ${\displaystyle \lambda _{C}}$ opisuje czułość systemu uwzględniającą efekt zmian temperatury Ziemi na chmury. W praktyce wymuszanie radiacyjne przez chmury jest zdefiniowane przez ${\displaystyle N_{C}(t=0)}$^[5][6].

Przypisy