氣候敏感度是衡量在特定因素導致其氣候系統發生變化後地球表面將冷卻或變暖的程度，例如大氣二氧化碳（CO2）濃度增加一倍時地球表面將變暖多少。 用技術術語來說，氣候敏感度是全球平均地表溫度響應輻射強迫的平均變化，它驅動地球輸入和輸出能量之間的差異。 氣候敏感度是氣候科學中的一項關鍵指標， 也是氣候科學家的重點領域，他們希望了解人為全球暖化的最終後果。

地球表面變暖是大氣二氧化碳增加以及其他溫室氣體（如一氧化二氮和甲烷）濃度增加的直接後果。溫度升高對氣候系統有次要影響，例如使大氣中水蒸氣增加，而水蒸氣本身也是一種溫室氣體。科學家們並不確切地知道氣候反饋有多強烈，而且很難預測溫室氣體濃度給定增加將導致的準確變暖量。如果氣候敏感度被證明是科學估計的偏高，那麼《巴黎協定》將全球暖化限制在 2 攝氏度以下的目標將難以實現。 

氣候敏感度的兩種主要類型是短期「瞬態氣候響應」，即預計在大氣二氧化碳濃度翻倍時發生的全球平均溫度升高，以及「平衡氣候敏感度」，即在二氧化碳濃度翻倍的影響有時間達到穩定狀態之後，預計全球平均溫度將出現更高的長期升高。氣候敏感度通常通過三種方式估計：使用工業時代對溫度和溫室氣體水平的直接觀測；使用間接估計的溫度和地球更遙遠過去的其他測量值；以及用超級計算機對氣候系統的各個方面進行建模估計。



背景

能量以陽光的形式到達地球並以熱輻射的形式離開地球到太空的功率必須平衡，否則地球上任何時候的熱能總量都會上升或下降，從而導致行星整體變暖或變冷。輸入和輸出輻射功率之間不平衡的驅動因素稱為輻射強迫。更溫暖的行星更快地向太空輻射熱量，因此最終達到了新的平衡，溫度更高，總能量更高。然而，地球變暖也會產生連鎖反應，在加劇的反饋循環中造成進一步變暖。氣候敏感度是衡量一定量的輻射強迫會引起多少溫度變化的指標。 

輻射強迫

輻射強迫通常被量化為瓦特每平方米 (W/m2)，並在定義為地球大氣層頂的球形表面上取平均值。 強迫的大小是特定於對應的物理驅動量的，並且是_相對_於其應用所關注的伴隨時間跨度來定義的。 根據 1750 年至 2020 年的長期氣候敏感度估算，期間大氣中的 CO 
2 增加 50%，產生的輻射強迫約為 +2.1 瓦 / 米 2 。 在對地球能量不平衡（即加熱 / 冷卻速率）的短期貢獻的背景下，感興趣的時間間隔可能與測量或模擬數據採樣之間的間隔一樣短，因此可能伴隨著較小的強迫值。學者對此類強迫在十年時間尺度上進行了分析和報告。 

輻射強迫導致全球溫度的長期變化。 許多因素促成輻射強迫：溫室效應導致的下降輻射增加、行星軌道變化導致太陽輻射變化、太陽輻照度變化、氣膠引起的直接和間接影響（例如雲層引起的反照率變化），以及土地利用的變化（森林砍伐或反射性冰蓋的喪失）。 在當代研究中，溫室氣體的輻射強迫是眾所周知的。截至 2019 年 (2019-Missing required parameter 1=_month_!)，氣膠強迫仍然存在很大的不確定性。 

關鍵數字

二氧化碳水平從 18 世紀的百萬分之 280 (280 ppm) 上升到 2020 年超過 415 ppm，當時工業革命中的人類開始燃燒大量的化石燃料，例如煤炭。由於二氧化碳是一種溫室氣體，它會阻礙熱量離開地球大氣層。 2016 年，大氣二氧化碳水平比工業化前水平增加了 45%，由於非線性效應，二氧化碳增加引起的輻射強迫已經比工業化前時代高出 50% 以上。 從 18 世紀工業革命開始到 2020 年，地球溫度上升了至少 1 攝氏度。 

社會重要性

由於減緩氣候變化的經濟學在很大程度上取決於需要多快實現碳中和，因此氣候敏感度估算可能具有重要的經濟和政策制定意義。一項研究表明，將瞬時氣候響應 (TCR) 價值的不確定性減半可以節省數萬億美元。 科學家們不確定溫室氣體增加對未來溫度的估計的準確性，因為更高的氣候敏感度意味著溫度會更劇烈地升高，這使得採取重大氣候行動更加謹慎。 如果氣候敏感度被證明處於科學家估計的高端，那麼《巴黎協定》將全球暖化限制在遠低於 2°C 的目標無法達到，並且溫度升高將超過該限制，至少是暫時的。一項研究估計，如果平衡氣候敏感度（長期測量）高於 3.4 攝氏度，則排放量無法以足夠快的速度減少以滿足 2°C 目標。 氣候系統對溫室氣體濃度變化越敏感，就越有可能出現數十年溫度遠高於或遠低於長期平均值的情況。 



影響因子

輻射強迫是氣候變化的一個組成部分。由大氣 CO2 水平加倍（工業化前的 280 ppm）引起的輻射強迫約為 3.7W/m2。在沒有反饋的情況下，能量不平衡最終會導致大約 1 攝氏度升溫。這個數字很容易通過使用斯特藩 - 玻爾茲曼定律 來計算，並且是無可爭議的。 

進一步的貢獻來自氣候反饋，既可能加劇也可能抑制。 氣候敏感度估計的不確定性完全來自於氣候系統反饋的建模，包括水汽反饋、冰反照率反饋、雲反饋和氣溫遞減率反饋。 抑制反饋往往會通過增加能量從更溫暖的星球輻射到太空的速度來抵消變暖。加劇的反饋會增加變暖；例如，較高的溫度會導致冰融化，從而減少冰的面積和冰反射的陽光量，從而導致更少的熱能被輻射回太空。氣候敏感度取決於這些反饋之間的平衡。 



測量

根據時間尺度，定義氣候敏感度的主要方法有兩種：短期_瞬態氣候響應_(TCR) 和長期_平衡氣候敏感度_(ECS)，兩者都包含加劇反饋迴路的變暖。它們不是離散的類別，而是重疊的。對大氣 CO2 增加的敏感性以大氣 CO2 濃度加倍時的溫度變化量來測量。 

儘管術語「氣候敏感度」通常用於對大氣 CO2 含量增加引起的輻射強迫的敏感度，但它實際上是氣候系統的一種內稟屬性。其他物質也可能導致輻射失衡。氣候敏感度是每單位輻射強迫變化引起的地表氣溫變化，因此氣候敏感度參數（根據 IPCC 定義）以 °C/(W/m 2 ) 為單位表示。無論輻射強迫的原因是什麼（例如來自溫室氣體或太陽變化），氣候敏感度大致相同。 當氣候敏感度表示為大氣 CO2 水平兩倍於工業化前水平的溫度變化時，其單位為攝氏度 (°C)。

瞬態氣候響應

瞬態氣候響應 (TCR) 被定義為「在氣候模型模擬中，以大氣二氧化碳倍增時為中心的 20 年平均全球平均地表溫度的變化」，其中大氣 CO2 濃度以每年 1% 的速度增長。 該估計是通過使用短期模擬生成的。 瞬態響應低於平衡氣候敏感度，因為加劇溫度升高的較慢反饋需要更多時間才能完全響應大氣 CO2 濃度的增加。例如，深海經過擾動後需要數個世紀才能達到新的穩定狀態，在此期間它繼續充當散熱器，冷卻上層海洋。 IPCC 文獻評估估計 TCR 可能介於 1 攝氏度和 2.5 攝氏度之間。 

一項相關的測量是對累積碳排放的瞬態氣候響應 (TCRE)，它是排放 1000 GtC CO2 後的全球平均地表溫度變化。 因此，它不僅包括對強迫的溫度反饋，還包括碳循環和碳循環反饋。 

平衡氣候敏感度

平衡氣候敏感度 (ECS) 是預計由大氣 CO2 濃度 (ΔT 2× ) 加倍導致的長期溫度上升（平衡全球平均近地表氣溫）。這是對 CO2 濃度停止增加後新的全球平均近地表氣溫的預測，並且大多數反饋已經有時間充分發揮作用。在 CO2 增加一倍後，達到平衡溫度可能需要幾個世紀甚至幾千年。由於海洋的短期緩衝作用，ECS 高於 TCR。 計算機模型用於估計 ECS。 全面的估計意味著對模型中重要反饋繼續改變全球溫度的整個時間跨度進行建模，例如完全平衡的海洋溫度，需要運行一個涵蓋數千年的計算機模型。然而，計算密集型方法較少。 

IPCC 第六次評估報告（_AR6_）表示，ECS 在 2.5°C 至 4°C 範圍內的可信度很高，最佳估計值為 3°C。 

與 ECS 相關的長時間尺度使其可以說是與氣候變化相關的政策決策不太相關的衡量標準。 

有效氣候敏感度

ECS 的一個常見近似值是有效平衡氣候敏感度，它是通過使用來自模型中的氣候系統的數據或尚未達到平衡的真實世界觀測數據來估計平衡氣候敏感度。 估計假設反饋的淨放大效應，在一段時間的變暖後測量，之後將保持不變。 這不一定是真的，因為存在氣候臨界點。 在許多氣候模型中，反饋會隨著時間的推移而變得更強，因此有效氣候敏感度低於實際的 ECS。 

地球系統敏感度

根據定義，平衡氣候敏感度不包括需要數千年才能出現的反饋，例如由於冰蓋和植被變化導致的地球反照率的長期變化。它包括深海變暖的緩慢響應，這也需要數千年時間，因此 ECS 無法反映如果 CO2 穩定在工業化前的兩倍值時將發生的實際未來變暖。 地球系統靈敏度 (ESS) 包含了這些較慢反饋迴路的影響，例如大型大陸冰蓋融化導致地球反照率的變化，該大陸冰蓋在末次盛冰期覆蓋了北半球的大部分地區，但仍覆蓋格陵蘭島和南極洲）。由於植被變化以及海洋環流變化而導致的反照率變化也包括在內。 長期反饋迴路使 ESS 比 ECS 大，可能是 ECS 的兩倍。來自地球地質歷史的數據用於估算 ESS。現代和很久以前的氣候條件之間的差異意味著對未來 ESS 的估計是高度不確定的。 與 ECS 和 TCR 一樣，碳循環不包括在 ESS 的定義中，但包括氣候系統的所有其他要素。 



對強迫性質的敏感度

不同的強迫因子，例如溫室氣體和氣膠，可以使用它們的輻射強迫進行比較，初始輻射不平衡是整個全球的平均值。氣候敏感度是每次輻射強迫的變暖量。大致而言，輻射不平衡的原因與溫室氣體還是其他原因無關。然而，與來自除了 CO2 之外其他來源的輻射強迫會導致更大或更小的表面變暖。反饋量的變化主要是因為強迫在全球範圍內分布不均勻。最初使北半球、陸地或極地地區變暖的強迫在溫度變化時比來自 CO2 的等效強迫更有效，後者在全球範圍內分布更均勻。這是因為這些區域有更多的自我強化反饋，例如冰反照率反饋。幾項研究表明，在全球溫度不斷變化的情況下，人為排放的氣膠比 CO2 更有效，而火山作用則不太有效。 當通過使用歷史溫度和強迫（由氣膠和溫室氣體的混合引起）來估計氣候對 CO2 強迫的敏感度時，如果不考慮這種影響，就會低估氣候敏感度。 



狀態依賴

氣候敏感度被定義為由任何 CO2 倍增引起的短期或長期溫度變化，但有證據表明地球氣候系統的敏感性不是恆定的。例如，地球上有極地冰蓋和高海拔冰川。在世界上的冰完全融化之前，不斷加劇的冰反照率反饋迴路會使系統整體上更加敏感。 縱觀地球歷史，人們認為幾乎整個地球都有多個時期的冰雪覆蓋。在大多數「雪球地球」模型中，熱帶地區的部分地區至少間歇性地沒有冰覆蓋。隨著冰的前進或後退，氣候敏感度一定非常高，因為冰蓋面積的巨大變化會產生非常強烈的冰反照率反饋。火山給大氣成分帶來的變化被認為提供了逃離雪球狀態所需的輻射強迫。 

整個第四紀（最近的 258 萬年），氣候在冰期之間振盪，最近的一個是末次盛冰期和間冰期，最近的一個是當前的全新世，但該時期的氣候敏感度很難確定。古新世 - 始新世熱最大值，約 5550 萬年前，它異常溫暖，可能具有高於平均水平的氣候敏感度。 

如果超過臨界點，氣候敏感度可能會進一步改變。臨界點不太可能導致氣候敏感度的短期變化。如果跨越一個臨界點，氣候敏感度預計將在子系統達到其臨界點的時間尺度上發生變化。特別是如果有多個相互作用的臨界點，氣候向新狀態的轉變可能難以逆轉。 

氣候敏感度的兩個最常見定義指定了氣候狀態：ECS 和 TCR 被定義為相對於前工業時代的 CO2 水平加倍。由於氣候敏感度的潛在變化，在 CO2 第二次加倍後，氣候系統的變暖量可能與第一次加倍後不同。在額外的 CO2 被釋放到大氣中之後，氣候敏感度的任何變化的影響預計在第一世紀將很小或可以忽略不計。 



估計

歷史估計

19 世紀的阿倫尼烏斯是第一個量化由於 CO2 濃度增加一倍而導致的全球暖化的人。在他關於此事的第一篇論文中，如果 CO2 的量加倍，他估計全球氣溫將上升約 5～6 攝氏度。在後來的工作中，他將該估計修改為 4 攝氏度。 阿倫尼烏斯使用塞繆爾・蘭利對滿月輻射的觀測來估計被水蒸氣和 CO2 吸收的輻射量。為了解釋水蒸氣反饋，他假設在全球暖化的情況下相對濕度將保持不變。 

1967 年， 真鍋淑郎和 Richard Wetherald 進行了第一次使用吸收光譜詳細測量的氣候敏感度計算，以及第一次使用計算機對通過大氣的輻射傳輸進行數值積分的計算。 假設濕度恆定，他們計算出的平衡氣候敏感度為 2.3°C 每增加一倍 CO2，他們四捨五入到 2°C，這是論文摘要中最常從他們的工作中引用的值。這項工作被稱為「可以說是有史以來最偉大的氣候科學論文」 和「有史以來最有影響力的氣候研究」。 

1979 年由美國國家科學院召集並由儒勒・查尼擔任主席的人為全球暖化委員會估計平衡氣候敏感度為 3 攝氏度，正負 1.5 攝氏度。 真鍋淑郎和 Wetherald 估計為 2 攝氏度， 詹姆斯・漢森估計為 4 攝氏度 ，而查尼的模型是 1979 年唯一可用的模型。 真鍋淑郎在 2004 年說，「查尼選擇了 0.5°C 作為合理的誤差範圍，從 本人所得的數據中減去，然後將它添加到漢森的數據之中，得到 1.5～4.5 攝氏度的範圍，作為溫室效應評估中出現的可能氣候敏感度範圍. . . 。」 2008 年，氣候學家斯特凡・拉姆斯托夫 (Stefan Rahmstorf) 說：「當時 [它發表]，[查尼報告估計的] [不確定性] 範圍非常不穩定。從那時起，世界各地的許多氣候研究中心開發了許多大大改進的模型。」 

IPCC

儘管在對地球氣候系統的理解方面取得了相當大的進展，但在 1979 年查尼報告之後的一段時間內，評估繼續報告氣候敏感度的類似不確定性範圍。 1990 年 IPCC 第一次評估報告估計，平衡氣候對 CO2 倍增的敏感度介於 1.5～4.5 攝氏度之間 ，「根據當前知識的最佳猜測」為 2.5 攝氏度。 該報告使用了簡化表示海洋動力學的模型。 1992 年 IPCC 補充報告使用了全洋環流模型，認為「沒有令人信服的理由需要改變」1990 年的估計； 和 IPCC 第二次評估報告指出，「沒有強有力的理由來改變 [這些估計]，」 在報告中，氣候敏感度的大部分不確定性歸因於對雲過程的了解不足。 2001 年 IPCC 第三次評估報告也保留了這個可能的範圍。 

2007 年 IPCC 第四次評估報告的作者表示，自第三次年度報告以來，對平衡氣候敏感度估計的信心已大大增加。 IPCC 作者得出結論，ECS 很可能大於 1.5 攝氏度並且可能在 2～4.5 攝氏度的範圍內 ，最可能的值約為 3 攝氏度 。 IPCC 表示，基本的物理原因和數據限制阻止了高於 4.5 攝氏度的氣候敏感度被排除在外，但可能範圍內的氣候敏感度估計與觀測和代理氣候數據的一致性更好。 

2013 年 IPCC 第五次評估報告恢復到之前的 1.5～4.5 攝氏度範圍 （高信度），因為使用工業時代數據的一些估計值偏低。（有關詳細信息，請參閱下一節) 報告還指出，ECS 極不可能小於 1 攝氏度 （高置信度），並且不太可能大於 6 攝氏度（中等置信度）。這些值是通過將可用數據與專家判斷相結合來估計的。 

當 IPCC 開始編制其 IPCC 第六次評估報告時，許多氣候模型開始顯示出更高的氣候敏感度。平衡氣候敏感度的估計值從 3.2 °C 變至 3.7°C ，瞬態氣候響應的估計值，從 1.8°C 提升至 2.0°C。這可能是因為對雲和氣膠的作用有了更好的了解。 

估計方法

使用工業時代（1750 年至今）的數據

可以使用觀測到的溫度升高、觀測到的海洋熱吸收以及模擬或觀測到的輻射強迫來估計氣候敏感度。這些數據通過一個簡單的能量平衡模型聯繫起來，以計算氣候敏感度。 輻射強迫經常被建模，因為測量它的地球觀測衛星僅在工業時代的一部分（僅自 20 世紀中葉以來）存在。使用這些全球能源限制計算的氣候敏感度估計值一直低於使用其他方法計算的估計值，大約 2 攝氏度或更低。 

如果考慮到在極地地區進行的溫度測量較少，那麼從模型和觀測數據中計算出的瞬態氣候響應 (TCR) 估計值可以得到協調，而極地地區的溫度比整個地球變暖的速度更快。如果在評估模型時僅使用可測量的區域，則 TCR 估計值的差異可以忽略不計。 

一個非常簡單的氣候模型可以通過等待氣候系統達到平衡，然後通過測量由此產生的變暖 Δ_T_eq (°C)，從工業時代的數據估計氣候敏感度。然後可以使用輻射強迫 Δ_F_ (W/m2) 和測量的溫升計算平衡氣候敏感度 _S_ (°C)。 CO2 , _F_2 $\times $ CO2 加倍產生的輻射強迫 _F_2 $\times $ CO2 是相對眾所周知的，約為 3.7 W/m2。結合這些信息得出這個等式：

　
: $S=\Delta T_{eq}\times F_{2\times CO_{2}}/\Delta F$ .

然而，氣候系統並不處於平衡狀態，因為實際變暖滯後於平衡變暖，主要是因為海洋吸收熱量，需要幾個世紀或幾千年才能達到平衡。 從工業時代數據估計氣候敏感度需要對上述等式進行調整。大氣感受到的實際強迫是輻射強迫減去海洋的熱量吸收， _H_ (W/m2 )，因此可以估計氣候敏感度：

　
: $S=\Delta T\times F_{2\times CO_{2}}/(\Delta F-H).$

工業期初期（取 1750 年，到 2011 年）全球氣溫上升約 0.85 攝氏度。 2011 年，自 18 世紀以來排放的 CO2 和其他長壽命溫室氣體（主要是甲烷、一氧化二氮和氯氟烴）的輻射強迫約為 2.8 W/m 2 。氣候強迫 Δ_F_ 還包含來自太陽活動 (+0.05 W/m2 )、氣膠 (-0.9 W/m2 )、臭氧 (+0.35 W/m2 ) 和其他較小影響的貢獻，這帶來了根據 IPCC AR5 的最佳估計，整個工業時期的總強迫達到 2.2 W/m2 ，具有很大的不確定性。 IPCC AR5 估計的海洋熱量吸收為 0.42 W/m2 ， 得出的 _S_ 值為 1.8 攝氏度。

其他策略

理論上，工業時代的溫度也可用於確定氣候系統溫度響應的時間尺度，從而確定氣候敏感度： 如果氣候系統的有效熱容量已知，並且使用自相關估計時間尺度根據測得的溫度，可以得出氣候敏感度的估計值。然而，在實踐中，同時確定時間尺度和熱容量是困難的。 

學者曾試圖使用 11 年的太陽周期來限制瞬態氣候響應。 太陽輻照度在太陽極大期比在太陽極小期高約 0.9 W/m 2 ，這些影響可以在 1959 年至 2004 年測量的全球平均溫度中觀察到。 不幸的是，這一時期的太陽極小期恰逢火山爆發，這對全球有降溫作用。由於與太陽輻照度的降低相比，噴發導致輻射強迫的降低幅度更大且量化程度較低，因此是否可以從觀察到的溫度變化中得出有用的定量結論是值得懷疑的。 

對火山噴發的觀測也被用來估計氣候敏感度，但由於一次噴發產生的氣膠在大氣中最多持續幾年，氣候系統永遠無法接近平衡，而且降溫幅度小於如果氣膠在大氣中停留的時間更長，就會有。因此，火山爆發僅提供有關瞬態氣候敏感度下界的信息。 

使用地球過去的數據

歷史氣候敏感度可以通過使用地球過去溫度和二氧化碳水平的復現來估計。古氣候學家研究了不同的地質時期，例如溫暖的上新世（530 萬至 260 萬年前）和較冷的更新世（260 萬至 11,700 年前）， 並尋找在某種程度上類似於當前氣候變化或提供信息的時期。地球歷史上更早的氣候更難研究，因為關於它們的可用數據更少。例如，過去的二氧化碳濃度可以通過探測來自冰芯中的空氣來確定，但截至 2020 年 (2020-Missing required parameter 1=_month_!) ，最古老的連續冰芯不到一百萬年。 最近的時期，例如末次盛冰期 (LGM)（大約 21,000 年前）和中全新世（大約 6,000 年前），經常被研究，特別是當有關它們的更多信息可用時。 

2007 年使用來自最近 4.2 億年與當前氣候模型的敏感度和其他確定一致。 古新世 - 始新世熱最大值（約 5550 萬年前），在 20,000 年期間，大量的碳進入大氣，全球平均氣溫上升了大約 6 攝氏度，也為研究處於溫暖狀態的氣候系統提供了一個很好的機會。過去 800,000 年的研究得出的結論是，冰期的氣候敏感度高於間冰期。 

使用氣候模型

較低的模型解析度（較大的模型單元和較長的時間步長）需要較少的計算能力，但無法詳細模擬大氣。模型無法模擬比模型單元更小或比單個時間步更短的過程。因此，必須使用其他方法來估計較小規模和短期過程的影響。模型中包含的物理定律也可以簡化以加快計算速度。生物圈必須包含在氣候模型中。生物圈的影響是通過使用模擬條件下一個地區的平均植物組合的平均行為數據來估計的。因此，氣候敏感度是這些模型的一個集成結果。它不是規定的，但它來自所有建模過程的交互。 

為了估計氣候敏感度，模型通過使用各種輻射強迫（快速加倍、逐漸加倍或遵循歷史排放）運行，並將溫度結果與施加的強迫進行比較。不同的模型給出了不同的氣候敏感度估計值，但它們往往落在類似的範圍內，如上所述。

測試、比較和估計

氣候系統的建模可以產生涵蓋範圍很廣的結果。運行的模型通常使用不同的合理參數來近似物理定律和生物圈的行為，這形成了一個擾動物理集合，試圖模擬氣候對每個參數的不同類型和變化量的敏感性。或者，將不同機構開發的結構不同的模型放在一起，形成一個整體。通過僅選擇可以很好地模擬歷史氣候的某些部分的模擬，可以對氣候敏感度進行受限估計。獲得更準確結果的一種策略是更加重視總體上表現良好的氣候模型。 

使用觀測、古氣候數據或兩者對模型進行測試，可以看氣候模型是否能夠準確復刻這些數據。如果不是，則尋找物理模型和參數化中的不準確之處，並修改模型。對於用於估計氣候敏感度的模型，尋求與氣候敏感度直接和物理相關的特定測試指標。此類指標的示例包括全球暖化模式、 模型再現熱帶和亞熱帶觀測到的相對濕度的能力、 熱輻射模式、 以及歷史上的變暖。 不同機構開發的集合氣候模型傾向於產生略高於 3 攝氏度的 ECS 的受限估計。 ECS 略高於 3 攝氏度的機型比氣候敏感度較低的模型更好地模擬上述情況。 

目前有許多項目和小組來比較和分析多個模型的結果。例如，耦合模型比對項目 (CMIP) 自 1990 年代以來一直在運行。 

為準備 2021 年 IPCC 第六次評估報告，世界各地的科學團體開發了新一代氣候模型。 與上一代相比，耦合模型比對項目第 6 階段 (CMIP6) 的平均估計氣候敏感度增加，值介於 1.8～5.6 攝氏度，涵蓋 27 個全球氣候模型，其中 10 個給出了超過 4.5 攝氏度的預測。 ECS 增加的原因主要在於改進了雲的建模。現在認為溫度升高會導致低雲數量急劇減少，而低雲越少意味著地球吸收的陽光越多，反射到太空的陽光就越少。 然而，具有最高 ECS 值的模型與觀測到的變暖不一致。 



註解