Target CO₂ Objectivo CO₂

What is the long term sensitivity to increasing CO₂? What, indeed, does long term sensitivity even mean? Jim Hansen and some colleagues (not including me) have a preprint available that claims that it is around 6ºC based on paleo-climate evidence. Since that is significantly larger than the ‘standard’ climate sensitivity we’ve often talked about, it’s worth looking at in more detail.

Traducido por Angela Carosio

We need to start with some definitions. Sensitivity is defined as the global mean surface temperature anomaly response to a doubling of CO₂ with other boundary conditions staying the same. However, depending on what the boundary conditions include, you can get very different numbers. The standard definition (sometimes called the Charney sensitivity), assumes the land surface, ice sheets and atmospheric composition (chemistry and aerosols) stay the same. Hansen’s long term sensitivity (which might be better described as the Earth System sensitivity) allows all of these to vary and feed back on the temperature response. Indeed, one can imagine a whole range of different sensitivities that could be clearly defined by successively including additional feedbacks. The reason why the Earth System sensitivity might be more appropriate is because that determines the eventual consequences of any particular CO₂ stabilization scenario.

Traditionally, the decision to include or exclude a feedback from consideration has been based on the relevant timescales and complexity. The faster a feedback is, the more usual it is to include. Thus, changes in clouds (~hours) or in water vapour (~10 days) are undoubtedly fast and get included as feedbacks in all definitions of the sensitivity. But changes in vegetation (decades to centuries) or in ice sheets (decades(?) to centuries to millennia) are slower and are usually left out. But there are other fast feedbacks that don’t get included in the standard definition for complexity reasons – such as the change in ozone or aerosols (dust and sulphates for instance) which are also affected by patterns of rainfall, water vapour, temperature, soli moisture, transport and clouds (etc.).

Not coincidentally, the Charney sensitivity corresponds exactly to the sensitivity one gets with a standard atmospheric GCM with a simple mixed-layer ocean, while the Earth System sensitivity would correspond to the response in a (as yet non-existent) model that included interactive components for the cryosphere, biosphere, ocean, atmospheric chemistry and aerosols. Intermediate sensitivities could however be assessed using the Earth System models that we do have.

In principal, many of these sensitivities can be deduced from paleo-climate records. What is required is a good enough estimate of the global temperature change and measures of the various forcings. However, there are a few twists in the tale. Firstly, getting ‘good enough’ estimates for global temperatures changes is hard – this has been done well for the last century or so, reasonably for a few centuries earlier, and potentially well enough for the really big changes associated with the glacial-interglacial cycle. While sufficient accuracy in the last few centuries is a couple of tenths of a degree, this is unobtainable for the last glacial maximum or the Pliocene (3 million years ago). However, since the signal is much larger in the earlier periods (many degrees), the signal to noise ratio is similar.

Secondly, although many forcings can be derived from paleo-records (long-lived greenhouse gases from bubbles in the ice cores most notably), many cannot. The distribution of sulphate aerosols even today is somewhat uncertain, and at the last glacial maximum, almost completely unconstrained. This is due in large part to the heterogenity of their distribution and there are similar problems for dust and vegetation. In some sense, it is the availability of suitable forcing records that suggests what kind of sensitivity one can define from the record. A more subtle point is that the ‘efficacy’ of different forcings might vary, especially ones that have very different regional signatures, making it more difficult to add up different terms that might be important at any one time.

Lastly, and by no means leastly, Earth System sensitivity is not stable over geologic time. How much it might vary is very difficult to tell, but for instance, it is clear that from the Pliocene to the Quaternary (the last ~2,5 million years of ice age cycles), the climate has become more sensitive to orbital forcing. It is therefore conceivable (but not proven) that any sensitivity derived from paleo-climate will not (in the end) apply to the future.

We’ve often gone over the Charney sensitivity constraint for the Last Glacial Maximum. There is information about the greenhouse gases (CO₂, CH₄ and N₂O), reconstructions of the ice sheets and vegetation change, and estimates of the dust forcing. A recent estimate of the magnitude of these forcings is around 8 +/- 2 W/m2 (Schneider von Deimling et al, 2006). This implicitly includes other aerosol changes or atmospheric chemistry changes in with the sensitivity (or equivalently, assumes that their changes are negligible). So given a temperature change of about 5 to 6ºC, this gives a Charney sensitivity of around 3ºC (ranging from 1.5 to 6 if you do the uncertainty sums).

Hansen suggests that the dust changes should be considered a fast feedback as well (as could the CH₄ changes?) and that certainly makes sense if vegetation changes are included on the feedback side of the equation. Since all of these LGM forcings are the same sign (i.e. they are all positive feedbacks for the long term temperature change), that implies that the Earth System sensitivity must be larger than the Charney sensitivity on these timescales (and for this current geologic period). So far so good.

Hansen’s first estimate of the Earth System sensitivity is based on an assumption that GHG changes over the long term control the amount of ice. That gives a scaling of 6ºC for a doubling of CO₂. This is however problematic for two reasons; first most of the power of this relationship is derived from when there were large N. American and European ice sheets. It is quite conceivable that, now that we are left with only Greenland and Antarctica, the sensitivity of the temperature to the ice sheets is less. Secondly, it subsumes the very special nature of orbital forcing – extreme regional and seasonal impacts but very little impact on the global mean radiation. Hansen’s estimate assumes that an overall cooling of the same magnitude of the LGM would produce the same extent of ice sheets that was seen then. It may be the case, but it is not a priori obvious that it must be. Hansen rightly acknowledges these issues, and suggests a second constraint based on longer term changes.

Unfortunately, prior to the ice core record, our knowledge of CO₂ changes is much poorer. Thus while it seems likely that CO₂ decreased from the Eocene (~50 million years ago) to the Quaternary through variations related to tectonics, the exact magnitude is uncertain. For reasonable values based on the various estimates, Hansen estimates a ~10 W/m2 forcing change over the Cenozoic from this alone (including a temperature-related CH₄ change). The calculation in the paper is however a little more subtle. Hansen posits that the long term trend in the deep ocean temperature in the early Cenozoic period (before there was substantial ice) was purely due to CO₂ (using the Charney sensitivity). He then plays around with the value of the CO₂ concentration at the initiation of the Antarctic ice sheets (around 34 million years ago) to get the best fit with the CO₂ reconstructions over the whole period. What he ends up with is a critical value of ~425 ppm for initiation of glaciation. To be sure, this is fraught with uncertainties – in the temperature records, the CO₂ reconstructions and the reasonable (but unproven) assumption concerning the dominance of CO₂. However, bottom line is that you really don’t need a big change in CO₂ to end up with a big change in ice sheet extent, and that hence the Earth System sensitivity is high.

So what does this mean for the future? In the short term, not much. Even if this is all correct, these effects are for eventual changes – that might take centuries or millennia to realise. However, even with the (substantial) uncertainties in the calculations and underlying assumptions, the conclusion that the Earth System sensitivity is greater than the Charney sensitivity is probably robust. And that is a concern for any policy based on a stabilization scenario significantly above where we are now.

¿Cuál es la sensibilidad a largo plazo del aumento del CO2? ¿Qué significa realmente sensibilidad a largo plazo?

Jim Hansen y algunos colegas (no me incluyo) tienen un texto por publicarse disponible que sostiene que la sensibilidad ronda en los 6ºC, según evidencia paleo climática. Ya que esto es significativamente mayor a la sensibilidad climática estándar de la que habitualmente hablamos, vale la pena observar en más detalle.

Debemos empezar con algunas definiciones. ‘Sensibilidad’ se define como la anomalía en el promedio mundial de la temperatura de la superficie en respuesta a una duplicación del CO₂, cuando el resto de las condiciones permanecen igual. Sin embargo, dependiendo de los datos incluidos en las condiciones de frontera, se pueden obtener números muy distintos. La definición estándar, a veces conocida como la sensibilidad de Charney, asume que la superficie terrestre, las capas de hielo y la composición atmosférica (química y aerosoles) no cambian. La sensibilidad a largo plazo de Hansen, que puede ser mejor descripta como Sistema de Sensibilidad Terrestre, admite que todos estos factores cambien y reaccionen con la variación de la temperatura. Efectivamente, se pueden imaginar toda clase de sensibilidades diferentes que pueden definirse claramente mediante la sucesiva inclusión de diferentes realimentaciones. La razón por la cual el Sistema de Sensibilidad Terrestre podría ser el más apropiado, es que determina las eventuales consecuencias de cualquier escenario de estabilización de CO₂.

Tradicionalmente, la decisión de incluir o excluir aspectos de retroalimentación se ha basado en escalas de tiempo relevantes y otras complejidades. Cuanto más rápida es la retroalimentación, mayor es la posibilidad de que ésta se incluya. De este modo, los cambios de nubosidad (~horas) y los cambios en el vapor de agua (~10 días) son sin duda rápidos y suelen incluirse como variantes de retroalimentación en toda definición de sensibilidad. Pero los cambios de décadas o siglos en la vegetación, o los cambios de las capas de hielo que pueden llevar décadas, siglos y milenios son más lentos y generalmente se omiten. Pero hay otras variantes de retroalimentación rápida que se excluyen de la definición estándar por razones de complejidad, como los cambios en el ozono y los aerosoles, por ejemplo polvo y sulfatos, que son afectados por los patrones de lluvia, el vapor de agua, las temperaturas, la humedad del suelo, el transporte y la nubosidad, etc.

No es casual que la sensibilidad de Charney corresponda exactamente con la sensibilidad que se obtiene con un GCM (Modelo Climático Global, GCM por sus siglas en inglés) atmosférico con una simple capa mezclada de océano, mientras que al Sistema de Sensibilidad Terrestre le correspondería una respuesta de un modelo todavía inexistente, que incluiría componentes interactivos de la criósfera, la biósfera, el océano, la química atmosférica y los aerosoles. Sin embargo, se podrían evaluar sensibilidades intermedias usando modelos de sensibilidad terrestres actualmente disponibles.

Primero, de los archivos palo climáticos se podrían deducir muchas de estas sensibilidades. Para esto se requiere una estimación lo suficientemente ajustada sobre los cambios en la temperatura global y las medidas de los diversos forzantes. Sin embargo, hay giros en la historia. Primero, es muy difícil obtener ‘estimaciones lo suficientemente ajustadas’ sobre cambios en la temperatura global. Las temperaturas del siglo pasado se han logrado estimar bien. Las de unos pocos siglos anteriores, razonablemente bien, mientras que las temperaturas de los grandes cambios asociados con el ciclo glacial e inter glacial han sido solo potencialmente bien estimadas. La precisión en algunos siglos hacia atrás es de un decimo de grado, pero esta precisión es imposible de lograr en el último período glacial máximo o el Plioceno (3 millones de años atrás). Sin embargo, como la señal es mucho más notable en los períodos más recientes, o sea, de muchos más grados, la relación señal/ruido es similar.

Segundo, así como se pueden inferir muchos forzantes de registros paleo climáticos (los más notables son las burbujas de gases de invernadero atrapadas en los corazones de hielo), muchos otros no se pueden inferir. La distribución de aerosoles de sulfato es incierta aún hoy, y en el último período glacial máximo, es casi completamente libre. Esto se debe en gran parte a la heterogeneidad de su distribución y hay problemas similares con el polvo y la vegetación. En cierto sentido, es la disponibilidad de adecuados registros de forzantes lo que dictamina qué tipo de sensibilidad se puede deducir de éstos. La eficacia de los distintos forzantes es más sutil, en especial aquellos que tienen marcas regionales diferentes, lo cual hace más difícil la suma de diversas condiciones que podrían ser de importancia en cualquier momento específico.

Por último, pero no por ello menos importante, el Sistema de Sensibilidad Terrestre no es estable a lo largo del tiempo geológico. Se hace muy difícil decir en cuánto podría variar, pero por ejemplo, es muy claro que desde el Plioceno al Cuaternario, los últimos ̴ 2,5 millones de años de ciclos de glaciación, el clima se ha vuelto más sensible a los forzantes orbitales. Por lo tanto, es concebible, pero no probado, que cualquier sensibilidad climática derivada de la paleo climatología, al final de cuentas, no se aplicaría para el futuro.

Hemos examinado frecuentemente la limitación de la sensibilidad de Charney para el último período glacial máximo. Se tiene información sobre los gases de invernadero (CO₂, CH₄ y N₂O), se reconstruyeron cambios en las capas de hielo y la vegetación, y se han estimado forzantes de polvo. Recientemente, se ha estimado que la magnitud de estos forzantes es de alrededor de 8 +/- 2 W/m² (Schneider von Deimling et al, 2006). Esto implícitamente incluye otros cambios en los aerosoles y en la química atmosférica junto con la sensibilidad o equivalentes, asumiendo que los cambios son insignificantes. De modo que, con un cambio de temperatura de entre 5 y 6°C, se obtiene una sensibilidad de Charney de alrededor de 3°C, que va desde 1.5 a 6°C si se hacen las sumas de incertidumbre.

Hansen sugiere que los cambios producidos por el polvo también deben ser considerados como un mecanismo de retroalimentación rápido (¿Podrían también considerarse como retroalimentación rápida los cambios en el CH₄?) y esto ciertamente tiene sentido si se incluyen los cambios producidos por la vegetación en la ecuación de retroalimentación. Debido a que todos estos forzantes del último período glacial máximo (LGM, por sus siglas en inglés) son iguales (ejemplo: son todas realimentaciones positivas para el cambio de temperatura a largo plazo), ello implica que la sensibilidad del Sistema Terrestre debe ser mayor a la sensibilidad de Charney en estas escalas temporales, y para el presente período geológico. Hasta aquí, todo bien.

La primera estimación de Hansen de la sensibilidad del Sistema Terrestre se basa en la suposición de que los cambios en los gases de invernadero (Green House Gases, GHG por sus siglas en inglés) controlan la cantidad de hielo a largo plazo. Esto implica una suba de 6°C para una duplicación del CO₂. Sin embargo, esto es problemático por dos razones; la primera es que el poder en esta relación proviene de la época en que había grandes capas de hielo en América del Norte y Europa. Es concebible que, ahora que solo tenemos grandes capas de hielo en Groenlandia y en la Antártida, la sensibilidad de la temperatura en las capas de hielo sea menor. La segunda razón incluye la naturaleza especial del forzante orbital: grandes impactos regionales y estacionales, pero muy poco impacto en el promedio global de radiación. Las estimaciones de Hansen asumen que un enfriamiento global de la misma magnitud que del último LGM produciría la misma cantidad de hielo que había entonces. Este podría ser el caso, pero no es prioritariamente obvio que así será. Hansen reconoce éste problema, y sugiere una segunda limitación basada en cambios a mayor plazo.

Desgraciadamente, nuestros conocimientos sobre los cambios en el CO₂ anteriores a los registros en los corazones de hielo, son escasos. De este modo, mientras que parece probable que el CO₂ disminuyó del Eoceno (~50 millones de años atrás) al Cuaternario a través de variaciones tectónicas, se desconoce la magnitud exacta de esos cambios. Hansen estima, basándose en valores razonables de varias estimaciones, un ~10W/m² de cambio forzante durante el período Cenozoico de esto solamente (incluyendo un cambio en el CH₄ ligado a la temperatura). Sin embargo, los cálculos en el artículo son más sutiles. Hansen postula que la tendencia a largo plazo de la temperatura del océano profundo a principios del período Cenozoico, antes que hubiera una capa de hielo sustancial, era exclusivamente debida al CO₂ (usando la sensibilidad de Charney). Luego, Hansen juega un poco con los valores de la concentración del CO₂ al inicio de las capas de hielo en la Antártida (unos 34 millones de años atrás) para obtener el mejor ajuste con las reconstrucciones de CO₂ durante todo el período. De este modo, termina con un valor crítico de ~ 425 ppm para la iniciación de la glaciación. Sin duda, esto está cargado de incertidumbre en los registros de temperatura, en las reconstrucciones de CO₂, y en la razonable, pero no probada, suposición relativa a la posición dominante del CO₂. Sin embargo, el fondo de la cuestión es que no se necesita un gran cambio en el CO₂ para terminar con un importante cambio en la extensión de las capas de hielo y, por lo tanto, la sensibilidad del Sistema Terrestre es alta.

¿Qué significa esto para el futuro? A corto plazo, no mucho. Aún si todo esto es correcto, estos efectos son para cambios eventuales que llevan siglos o milenios para que se noten. Sin embargo, aun con las incertidumbres substanciales en los cálculos e hipótesis subyacentes, la conclusión de que la sensibilidad del Sistema Terrestre es mayor que la sensibilidad de Charney es probablemente acertada. Y esto debería ser una preocupación de cualquier política basada en un escenario de estabilización significativamente por encima de donde estamos ahora.