【气候敏感度】
自我强化的反馈包括反射阳光的冰的融化和更高的蒸发量，增加了平均大气水蒸气，这是一种温室气体。
气候敏感度是衡量在特定因素导致其气候系统发生变化后地球表面将冷却或变暖的程度，例如大气二氧化碳（CO2）浓度增加一倍时地球表面将变暖多少。 用技术术语来说，气候敏感度是全球平均地表温度响应辐射强迫的平均变化，它驱动地球输入和输出能量之间的差异。 气候敏感度是气候科学中的一项关键指标， 也是气候科学家的重点领域，他们希望了解人为全球变暖的最终后果。
地球表面变暖是大气二氧化碳增加以及其他温室气体（如一氧化二氮和甲烷）浓度增加的直接后果。温度升高对气候系统有次要影响，例如使大气中水蒸气增加，而水蒸气本身也是一种温室气体。科学家们并不确切地知道气候反馈有多强烈，而且很难预测温室气体浓度给定增加将导致的准确变暖量。如果气候敏感度被证明是科学估计的偏高，那么《巴黎协定》将全球变暖限制在2摄氏度以下的目标将难以实现。
气候敏感度的两种主要类型是短期“瞬态气候响应”，即预计在大气二氧化碳浓度翻倍时发生的全球平均温度升高，以及“平衡气候敏感度”，即在二氧化碳浓度翻倍的影响有时间达到稳定状态之后，预计全球平均温度将出现更高的长期升高。气候敏感度通常通过三种方式估计：使用工业时代对温度和温室气体水平的直接观测；使用间接估计的温度和地球更遥远过去的其他测量值；以及用超级计算机对气候系统的各个方面进行建模估计。
== 背景 ==
能量以阳光的形式到达地球并以热辐射的形式离开地球到太空的功率必须平衡，否则地球上任何时候的热能总量都会上升或下降，从而导致行星整体变暖或变冷。输入和输出辐射功率之间不平衡的驱动因素称为辐射强迫。更温暖的行星更快地向太空辐射热量，因此最终达到了新的平衡，温度更高，总能量更高。然而，地球变暖也会产生连锁反应，在加剧的反馈循环中造成进一步变暖。气候敏感度是衡量一定量的辐射强迫会引起多少温度变化的指标。
=== 辐射强迫 ===
辐射强迫通常被量化为瓦特每平方米 (W/m2)，并在定义为地球大气层顶的球形表面上取平均值。 强迫的大小是特定于对应的物理驱动量的，并且是相对于其应用所关注的伴随时间跨度来定义的。 根据 1750 年至 2020 年的长期气候敏感度估算，期间大气中的2增加50%，产生的辐射强迫约为 +2.1瓦/米2 。 在对地球能量不平衡（即加热/冷却速率）的短期贡献的背景下，感兴趣的时间间隔可能与测量或模拟数据采样之间的间隔一样短，因此可能伴随着较小的强迫值。学者对此类强迫在十年时间尺度上进行了分析和报告。
辐射强迫导致全球温度的长期变化。 许多因素促成辐射强迫：温室效应导致的下降辐射增加、行星轨道变化导致太阳辐射变化、太阳辐照度变化、气溶胶引起的直接和间接影响（例如云层引起的反照率变化），以及土地利用的变化（森林砍伐或反射性冰盖的丧失）。 在当代研究中，温室气体的辐射强迫是众所周知的。2019，气溶胶强迫仍然存在很大的不确定性。
=== 关键数字 ===
二氧化碳水平从 18 世纪的百万分之 280 (280 ppm) 上升到 2020 年超过 415 ppm，当时工业革命中的人类开始燃烧大量的化石燃料，例如煤炭。由于二氧化碳是一种温室气体，它会阻碍热量离开地球大气层。 2016 年，大气二氧化碳水平比工业化前水平增加了 45%，由于非线性效应，二氧化碳增加引起的辐射强迫已经比工业化前时代高出 50% 以上。  从 18 世纪工业革命开始到 2020 年，地球温度上升了至少 1 摄氏度。
=== 社会重要性 ===
由于减缓气候变化的经济学在很大程度上取决于需要多快实现碳中和，因此气候敏感度估算可能具有重要的经济和政策制定意义。一项研究表明，将瞬时气候响应 (TCR) 价值的不确定性减半可以节省数万亿美元。 科学家们不确定温室气体增加对未来温度的估计的准确性，因为更高的气候敏感度意味着温度会更剧烈地升高，这使得采取重大气候行动更加谨慎。 如果气候敏感度被证明处于科学家估计的高端，那么《巴黎协定》将全球变暖限制在远低于 2°C 的目标无法达到，并且温度升高将超过该限制，至少是暂时的。一项研究估计，如果平衡气候敏感度（长期测量）高于3.4摄氏度，则排放量无法以足够快的速度减少以满足 2°C 目标。 气候系统对温室气体浓度变化越敏感，就越有可能出现数十年温度远高于或远低于长期平均值的情况。
== 影响因子 ==
辐射强迫是气候变化的一个组成部分。由大气CO2 水平加倍（工业化前的 280 ppm）引起的辐射强迫约为3.7W/m2。在没有反馈的情况下，能量不平衡最终会导致大约1摄氏度升温。这个数字很容易通过使用斯特藩-玻尔兹曼定律 来计算，并且是无可争议的。
进一步的贡献来自气候反馈，既可能加剧也可能抑制。  气候敏感度估计的不确定性完全来自于气候系统反馈的建模，包括水汽反馈、冰反照率反馈、云反馈和气温递减率反馈。 抑制反馈往往会通过增加能量从更温暖的星球辐射到太空的速度来抵消变暖。加剧的反馈会增加变暖；例如，较高的温度会导致冰融化，从而减少冰的面积和冰反射的阳光量，从而导致更少的热能被辐射回太空。气候敏感度取决于这些反馈之间的平衡。
== 测量 ==
气候敏感度的不同测量值如何相互关联的示意图
根据时间尺度，定义气候敏感度的主要方法有两种：短期瞬态气候响应(TCR) 和长期平衡气候敏感度(ECS)，两者都包含加剧反馈回路的变暖。它们不是离散的类别，而是重叠的。对大气CO2增加的敏感性以大气CO2浓度加倍时的温度变化量来测量。
尽管术语“气候敏感度”通常用于对大气CO2含量增加引起的辐射强迫的敏感度，但它实际上是气候系统的一种内禀属性。其他物质也可能导致辐射失衡。气候敏感度是每单位辐射强迫变化引起的地表气温变化，因此气候敏感度参数（根据IPCC定义）以°C/(W/m 2 )为单位表示。无论辐射强迫的原因是什么（例如来自温室气体或太阳变化），气候敏感度大致相同。 当气候敏感度表示为大气CO2水平两倍于工业化前水平的温度变化时，其单位为摄氏度(°C)。
=== 瞬态气候响应 ===
瞬态气候响应 (TCR) 被定义为“在气候模型模拟中，以大气二氧化碳倍增时为中心的 20 年平均全球平均地表温度的变化”，其中大气CO2浓度以每年 1% 的速度增长。 该估计是通过使用短期模拟生成的。 瞬态响应低于平衡气候敏感度，因为加剧温度升高的较慢反馈需要更多时间才能完全响应大气CO2浓度的增加。例如，深海经过扰动后需要数个世纪才能达到新的稳定状态，在此期间它继续充当散热器，冷却上层海洋。  IPCC 文献评估估计 TCR 可能介于1摄氏度和2.5摄氏度之间。
一项相关的测量是对累积碳排放的瞬态气候响应(TCRE)，它是排放 1000 GtC CO2后的全球平均地表温度变化。 因此，它不仅包括对强迫的温度反馈，还包括碳循环和碳循环反馈。
=== 平衡气候敏感度 ===
平衡气候敏感度 (ECS) 是预计由大气CO2浓度 (ΔT 2× ) 加倍导致的长期温度上升（平衡全球平均近地表气温）。这是对CO2浓度停止增加后新的全球平均近地表气温的预测，并且大多数反馈已经有时间充分发挥作用。在CO2增加一倍后，达到平衡温度可能需要几个世纪甚至几千年。由于海洋的短期缓冲作用，ECS 高于 TCR。 计算机模型用于估计 ECS。 全面的估计意味着对模型中重要反馈继续改变全球温度的整个时间跨度进行建模，例如完全平衡的海洋温度，需要运行一个涵盖数千年的计算机模型。然而，计算密集型方法较少。
IPCC 第六次评估报告（AR6）表示，ECS 在 2.5°C 至 4°C范围内的可信度很高，最佳估计值为3°C。
与 ECS 相关的长时间尺度使其可以说是与气候变化相关的政策决策不太相关的衡量标准。
==== 有效气候敏感度 ====
ECS 的一个常见近似值是有效平衡气候敏感度，它是通过使用来自模型中的气候系统的数据或尚未达到平衡的真实世界观测数据来估计平衡气候敏感度。 估计假设反馈的净放大效应，在一段时间的变暖后测量，之后将保持不变。 这不一定是真的，因为存在气候临界点。  在许多气候模型中，反馈会随着时间的推移而变得更强，因此有效气候敏感度低于实际的 ECS。
=== 地球系统敏感度 ===
根据定义，平衡气候敏感度不包括需要数千年才能出现的反馈，例如由于冰盖和植被变化导致的地球反照率的长期变化。它包括深海变暖的缓慢响应，这也需要数千年时间，因此 ECS 无法反映如果CO2稳定在工业化前的两倍值时将发生的实际未来变暖。 地球系统灵敏度 (ESS) 包含了这些较慢反馈回路的影响，例如大型大陆冰盖融化导致地球反照率的变化，该大陆冰盖在末次盛冰期覆盖了北半球的大部分地区，但仍覆盖格陵兰岛和南极洲）。由于植被变化以及海洋环流变化而导致的反照率变化也包括在内。  长期反馈回路使 ESS 比 ECS 大，可能是 ECS 的两倍。来自地球地质历史的数据用于估算 ESS。现代和很久以前的气候条件之间的差异意味着对未来 ESS 的估计是高度不确定的。 与 ECS 和 TCR 一样，碳循环不包括在 ESS 的定义中，但包括气候系统的所有其他要素。
== 对强迫性质的敏感度 ==
不同的强迫因子，例如温室气体和气溶胶，可以使用它们的辐射强迫进行比较，初始辐射不平衡是整个全球的平均值。气候敏感度是每次辐射强迫的变暖量。大致而言，辐射不平衡的原因与温室气体还是其他原因无关。然而，与来自除了CO2之外其他来源的辐射强迫会导致更大或更小的表面变暖。反馈量的变化主要是因为强迫在全球范围内分布不均匀。最初使北半球、陆地或极地地区变暖的强迫在温度变化时比来自CO2 的等效强迫更有效，后者在全球范围内分布更均匀。这是因为这些区域有更多的自我强化反馈，例如冰反照率反馈。几项研究表明，在全球温度不断变化的情况下，人为排放的气溶胶比CO2 更有效，而火山作用则不太有效。 当通过使用历史温度和强迫（由气溶胶和温室气体的混合引起）来估计气候对CO2 强迫的敏感度时，如果不考虑这种影响，就会低估气候敏感度。
== 状态依赖 ==
雪球地球的艺术概念图。
气候敏感度被定义为由任何CO2 倍增引起的短期或长期温度变化，但有证据表明地球气候系统的敏感性不是恒定的。例如，地球上有极地冰盖和高海拔冰川。在世界上的冰完全融化之前，不断加剧的冰反照率反馈回路会使系统整体上更加敏感。 纵观地球历史，人们认为几乎整个地球都有多个时期的冰雪覆盖。在大多数“雪球地球”模型中，热带地区的部分地区至少间歇性地没有冰覆盖。随着冰的前进或后退，气候敏感度一定非常高，因为冰盖面积的巨大变化会产生非常强烈的冰反照率反馈。火山给大气成分带来的变化被认为提供了逃离雪球状态所需的辐射强迫。
平衡气候敏感度可以随气候变化。
整个第四纪（最近的258万年），气候在冰期之间振荡，最近的一个是末次盛冰期和间冰期，最近的一个是当前的全新世，但该时期的气候敏感度很难确定。古新世-始新世热最大值，约 5550万年前，它异常温暖，可能具有高于平均水平的气候敏感度。
如果超过临界点，气候敏感度可能会进一步改变。临界点不太可能导致气候敏感度的短期变化。如果跨越一个临界点，气候敏感度预计将在子系统达到其临界点的时间尺度上发生变化。特别是如果有多个相互作用的临界点，气候向新状态的转变可能难以逆转。
气候敏感度的两个最常见定义指定了气候状态：ECS 和 TCR 被定义为相对于前工业时代的CO2 水平加倍。由于气候敏感度的潜在变化，在CO2 第二次加倍后，气候系统的变暖量可能与第一次加倍后不同。在额外的CO2 被释放到大气中之后，气候敏感度的任何变化的影响预计在第一世纪将很小或可以忽略不计。
== 估计 ==
=== 历史估计 ===
19 世纪的阿伦尼乌斯是第一个量化由于CO2 浓度增加一倍而导致的全球变暖的人。在他关于此事的第一篇论文中，如果CO2 的量加倍，他估计全球气温将上升约5～6摄氏度。在后来的工作中，他将该估计修改为4摄氏度。  阿伦尼乌斯使用塞缪尔·兰利对满月辐射的观测来估计被水蒸气和CO2吸收的辐射量。为了解释水蒸气反馈，他假设在全球变暖的情况下相对湿度将保持不变。
1967 年， 真锅淑郎和 Richard Wetherald 进行了第一次使用吸收光谱详细测量的气候敏感度计算，以及第一次使用计算机对通过大气的辐射传输进行数值积分的计算。 假设湿度恒定，他们计算出的平衡气候敏感度为 2.3°C 每增加一倍CO2，他们四舍五入到 2°C，这是论文摘要中最常从他们的工作中引用的值。这项工作被称为“可以说是有史以来最伟大的气候科学论文” 和“有史以来最有影响力的气候研究”。
1979 年由美国国家科学院召集并由儒勒·查尼担任主席的人为全球变暖委员会估计平衡气候敏感度为3摄氏度, 正负1.5摄氏度。 真锅淑郎和 Wetherald 估计为2摄氏度， 詹姆斯·汉森估计为4摄氏度 ，而查尼的模型是 1979 年唯一可用的模型。 真锅淑郎在 2004 年说，“查尼选择了 0.5°C 作为合理的误差范围，从 本人所得的数据中减去，然后将它添加到汉森的数据之中，得到1.5～4.5摄氏度的范围，作为温室效应评估中出现的可能气候敏感度范围. . . 。”  2008 年，气候学家斯特凡·拉姆斯托夫 ( Stefan Rahmstorf ) 说：“当时 它发表，查尼报告估计的 不确定性 范围非常不稳定。从那时起，世界各地的许多气候研究中心开发了许多大大改进的模型。”
==== IPCC ====
archiveurl=https://web.archive.org/web/20180609121732/http://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/ch10s10-5.html#box-10-2
尽管在对地球气候系统的理解方面取得了相当大的进展，但在 1979 年查尼报告之后的一段时间内，评估继续报告气候敏感度的类似不确定性范围。  1990 年IPCC 第一次评估报告估计，平衡气候对CO2 倍增的敏感度介于1.5～4.5摄氏度之间 ，“根据当前知识的最佳猜测”为2.5摄氏度。 该报告使用了简化表示海洋动力学的模型。 1992 年 IPCC 补充报告使用了全洋环流模型，认为“没有令人信服的理由需要改变”1990 年的估计； 和IPCC 第二次评估报告指出，“没有强有力的理由来改变这些估计，” 在报告中，气候敏感度的大部分不确定性归因于对云过程的了解不足。 2001 年IPCC 第三次评估报告也保留了这个可能的范围。
2007 年IPCC 第四次评估报告的作者表示，自第三次年度报告以来，对平衡气候敏感度估计的信心已大大增加。  IPCC 作者得出结论，ECS 很可能大于1.5摄氏度并且可能在2～4.5摄氏度的范围内 ，最可能的值约为3摄氏度 。 IPCC 表示，基本的物理原因和数据限制阻止了高于4.5摄氏度的气候敏感度被排除在外，但可能范围内的气候敏感度估计与观测和代理气候数据的一致性更好。
2013 年IPCC 第五次评估报告恢复到之前的1.5～4.5摄氏度范围 （高信度），因为使用工业时代数据的一些估计值偏低。（有关详细信息，请参阅下一节) 报告还指出，ECS 极不可能小于1摄氏度 （高置信度），并且不太可能大于6摄氏度（中等置信度）。这些值是通过将可用数据与专家判断相结合来估计的。
当 IPCC 开始编制其IPCC 第六次评估报告时，许多气候模型开始显示出更高的气候敏感度。平衡气候敏感度的估计值从 3.2 °C 变至 3.7°C ，瞬态气候响应的估计值，从1.8°C提升至 2.0°C。这可能是因为对云和气溶胶的作用有了更好的了解。
=== 估计方法 ===
==== 使用工业时代（1750 年至今）的数据 ====
可以使用观测到的温度升高、观测到的海洋热吸收以及模拟或观测到的辐射强迫来估计气候敏感度。这些数据通过一个简单的能量平衡模型联系起来，以计算气候敏感度。 辐射强迫经常被建模，因为测量它的地球观测卫星仅在工业时代的一部分（仅自 20 世纪中叶以来）存在。使用这些全球能源限制计算的气候敏感度估计值一直低于使用其他方法计算的估计值，大约2摄氏度或更低。
如果考虑到在极地地区进行的温度测量较少，那么从模型和观测数据中计算出的瞬态气候响应 (TCR) 估计值可以得到协调，而极地地区的温度比整个地球变暖的速度更快。如果在评估模型时仅使用可测量的区域，则 TCR 估计值的差异可以忽略不计。
一个非常简单的气候模型可以通过等待气候系统达到平衡，然后通过测量由此产生的变暖 ΔTeq (°C)，从工业时代的数据估计气候敏感度。然后可以使用辐射强迫ΔF (W/m2) 和测量的温升计算平衡气候敏感度S (°C)。 CO2 , F2CO2加倍产生的辐射强迫F2CO2是相对众所周知的，约为 3.7 W/m2。结合这些信息得出这个等式：
.
然而，气候系统并不处于平衡状态，因为实际变暖滞后于平衡变暖，主要是因为海洋吸收热量，需要几个世纪或几千年才能达到平衡。 从工业时代数据估计气候敏感度需要对上述等式进行调整。大气感受到的实际强迫是辐射强迫减去海洋的热量吸收， H (W/m2 )，因此可以估计气候敏感度：
工业期初期（取 1750 年，到 2011 年）全球气温上升约0.85摄氏度。 2011年，自18世纪以来排放的CO2 和其他长寿命温室气体（主要是甲烷、一氧化二氮和氯氟烃）的辐射强迫约为2.8 W/m 2 。气候强迫ΔF还包含来自太阳活动 (+0.05 W/m2 )、气溶胶 (-0.9 W/m2 )、臭氧 (+0.35 W/m2 ) 和其他较小影响的贡献，这带来了根据 IPCC AR5 的最佳估计，整个工业时期的总强迫达到 2.2 W/m2 ，具有很大的不确定性。 p=53-56 IPCC AR5 估计的海洋热量吸收为 0.42 W/m2 ， p=39得出的S值为1.8摄氏度。
===== 其他策略 =====
理论上，工业时代的温度也可用于确定气候系统温度响应的时间尺度，从而确定气候敏感度： 如果气候系统的有效热容量已知，并且使用自相关估计时间尺度根据测得的温度，可以得出气候敏感度的估计值。然而，在实践中，同时确定时间尺度和热容量是困难的。
学者曾试图使用 11 年的太阳周期来限制瞬态气候响应。 太阳辐照度在太阳极大期比在太阳极小期高约 0.9 W/m 2 ，这些影响可以在 1959 年至 2004 年测量的全球平均温度中观察到。 不幸的是，这一时期的太阳极小期恰逢火山爆发，这对全球有降温作用。由于与太阳辐照度的降低相比，喷发导致辐射强迫的降低幅度更大且量化程度较低，因此是否可以从观察到的温度变化中得出有用的定量结论是值得怀疑的。
对火山喷发的观测也被用来估计气候敏感度，但由于一次喷发产生的气溶胶在大气中最多持续几年，气候系统永远无法接近平衡，而且降温幅度小于如果气溶胶在大气中停留的时间更长，就会有。因此，火山爆发仅提供有关瞬态气候敏感度下界的信息。
==== 使用地球过去的数据 ====
历史气候敏感度可以通过使用地球过去温度和二氧化碳水平的复现来估计。古气候学家研究了不同的地质时期，例如温暖的上新世（530万至260万年前）和较冷的更新世（260万至 11,700 年前）， 并寻找在某种程度上类似于当前气候变化或提供信息的时期。地球历史上更早的气候更难研究，因为关于它们的可用数据更少。例如，过去的二氧化碳浓度可以通过探测来自冰芯中的空气来确定，但 ，最古老的连续冰芯不到一百万年。 最近的时期，例如末次盛冰期(LGM)（大约 21,000 年前）和中全新世（大约 6,000 年前），经常被研究，特别是当有关它们的更多信息可用时。
2007 年使用来自最近4.2亿年与当前气候模型的敏感度和其他确定一致。 古新世-始新世热最大值（约 5550万年前），在 20,000 年期间，大量的碳进入大气，全球平均气温上升了大约6摄氏度，也为研究处于温暖状态的气候系统提供了一个很好的机会。过去 800,000 年的研究得出的结论是，冰期的气候敏感度高于间冰期。
==== 使用气候模型 ====
publisher=access-date=1 July 2018每个模型模拟对过程都有不同的估计，科学家们对此还不够了解。很少有模拟结果升温少于2摄氏度或明显超过4摄氏度 。 然而，在其他研究中也发现的正偏差表明，如果二氧化碳浓度加倍，则温度大幅度或非常大幅度升高的概率大于小幅升高的概率。
较低的模型分辨率（较大的模型单元和较长的时间步长）需要较少的计算能力，但无法详细模拟大气。模型无法模拟比模型单元更小或比单个时间步更短的过程。因此，必须使用其他方法来估计较小规模和短期过程的影响。模型中包含的物理定律也可以简化以加快计算速度。生物圈必须包含在气候模型中。生物圈的影响是通过使用模拟条件下一个地区的平均植物组合的平均行为数据来估计的。因此，气候敏感度是这些模型的一个集成结果。它不是规定的，但它来自所有建模过程的交互。
为了估计气候敏感度，模型通过使用各种辐射强迫（快速加倍、逐渐加倍或遵循历史排放）运行，并将温度结果与施加的强迫进行比较。不同的模型给出了不同的气候敏感度估计值，但它们往往落在类似的范围内，如上所述。
===== 测试、比较和估计 =====
气候系统的建模可以产生涵盖范围很广的结果。运行的模型通常使用不同的合理参数来近似物理定律和生物圈的行为，这形成了一个扰动物理集合，试图模拟气候对每个参数的不同类型和变化量的敏感性。或者，将不同机构开发的结构不同的模型放在一起，形成一个整体。通过仅选择可以很好地模拟历史气候的某些部分的模拟，可以对气候敏感度进行受限估计。获得更准确结果的一种策略是更加重视总体上表现良好的气候模型。
使用观测、古气候数据或两者对模型进行测试，可以看气候模型是否能够准确复刻这些数据。如果不是，则寻找物理模型和参数化中的不准确之处，并修改模型。对于用于估计气候敏感度的模型，寻求与气候敏感度直接和物理相关的特定测试指标。此类指标的示例包括全球变暖模式、 模型再现热带和亚热带观测到的相对湿度的能力、 热辐射模式、 以及历史上的变暖。   不同机构开发的集合气候模型倾向于产生略高于3摄氏度的 ECS 的受限估计。 ECS略高于3摄氏度的机型比气候敏感度较低的模型更好地模拟上述情况。
目前有许多项目和小组来比较和分析多个模型的结果。例如，耦合模型比对项目(CMIP) 自 1990 年代以来一直在运行。
为准备 2021 年IPCC 第六次评估报告，世界各地的科学团体开发了新一代气候模型。  与上一代相比，耦合模型比对项目第 6 阶段 (CMIP6) 的平均估计气候敏感度增加，值介于1.8～5.6摄氏度，涵盖 27 个全球气候模型，其中 10 个给出了超过4.5摄氏度的预测。   ECS增加的原因主要在于改进了云的建模。现在认为温度升高会导致低云数量急剧减少，而低云越少意味着地球吸收的阳光越多，反射到太空的阳光就越少。   然而，具有最高 ECS 值的模型与观测到的变暖不一致。
==注解==