Pehr Björnbom och klimatkänslighet igen

Professor Emeritus Mats Almgren följer här upp sitt tidigare gästinlägg.

Pehr Björnbom och klimatkänslighet igen

Det är nu mer än en månad sedan jag skrev ett gästinlägg här, och pekade på några svagheter i de analyser av klimatutvecklingen som Pehr Björnbom serverat på bloggen TCS. Pehr svarade omgående på TCS – han är en flyhänt skribent med pedagogisk fallenhet – och förklarade utförligt vad han ansåg jag missförstått i hans resonemang. Ett missförstånd kan jag omedelbart erkänna: Jag hade missat att när PB skriver om klimatkänslighet avser han transient klimatkänslighet (som även den kan betecknas med akronymen TCS). Ifrån temperatur- och forcingsdata från slutet på 1800-talet och framåt uppskattade han denna till 1,5 K för en fördubbling av CO2-halten. Det är ett ”mainstream”-värde på TCS. Sambandet mellan TCS och jämviktskänsligheten är inte lätt att bestämma. Vad jag förstår är man hänvisad till modellberäkningar, som ger stor variation – TCS utgör mellan 0,4 och 0,8 av jämviktskänsligheten. Däremot finns det flera tillförlitliga uppskattningar av jämviktskänsligheten från paleoklimatdata, speciellt från förändringarna från sista istidens höjdpunkt till efteristidens optimum för så där 8000 år sedan. Jämviktsklimatkänslighet tycks ligga mellan 2,4 och 3,5 K för 2xCO2.

Så långt allt väl. PB ansluter sig till den etablerade uppfattningen beträffande TCS. Men samtidigt säger han att Spencer och Braswell 2010 klart visat att denna klimatkänslighet endast uppgår till 0,6 K för 2xCO2. Hur går det ihop? Lätt som en plätt: mer än halva temperaturökningen 1880-2010 beror på naturliga variationer, påstår Pehr.

Det är dock problematiskt att anta att naturliga variationer ligger bakom en stor del av den observerade temperaturökningen. För att diskutera den frågan är det lämpligt att ha en modell i åtanke, nämligen den enkla energibalansmodell som brukar användas i dessa sammanhang:

cdT/dt = N = F – βT

Här är c systemets värmekapacitet (per m2), som domineras av havet (värdet bestäms av hur stort havsdjup som tas med i modellen), T temperaturändringen från en lämplig nollpunkt, N nettoinstrålningen mot jordytan vid toppen av atmosfären, F är summan av alla forcings, dvs de bidrag (positiva eller negativa) till strålningen mot jorden som ges av olika agenter, och β återkopplingskonstanten (1/β är klimatkänsligheten). βT ger den strålning mot rymden som krävs för att balansera modellen. Det första ledet av ekvationen kan vi bortse ifrån här, och ta som en påminnelse om att nettoenergin som upptas av jorden värmer främst haven. Det andra ledet är balansräkningen – den tillförda nettoenergin är skillnaden mellan det som kommer in och det som åker ut. Det märkliga är att denna enkla modell kan tillämpas på något så komplext som jordens klimatsystem. Det görs, både på mätresultat och på resultaten från simuleringar med komplexa klimatmodeller. Självklart är det då viktigt att begrunda vilken innebörd man lägger i de olika termerna, och besinna vilka begränsningar modellen har.

En tillämpning är tämligen rättfram, nämligen vid förändringen från ett jämviktstillstånd (eller kanske snarare stationärt tillstånd) till ett annat, som övergången från senaste istidens temperaturminimum till efteristidens optimum. Medelvärdet av N över lång tid, kanske 1000 år, är noll under båda dessa perioder. β förväntas vara densamma, så att β = ∆F/∆T. Här betecknar ∆ förändringen från ett tillstånd till ett annat. Vid denna tillämpning tycks det inte problematiskt att låta temperaturen representeras av en global medeltemperatur, som uppskattas från flera olika källor och kan anses vara relativt väl känd. Men vad ska ingå i ∆F? Jo, det mest rättframma är att låta kända förändringar ingå. Koncentrationsändringar av växthusgaser är kända från analys av gasbubblor i iskärnor. Verkningarna från dessa kan beräknas, liksom inverkan av ändringar i jordytans reflexion av solstrålning, främst genom inlandsisarnas minskade area, men också på grund av ändringar av vegetation och av kontinenternas utsträckning. Effekterna av dessa faktorer kan kvantifieras någorlunda väl. Den uppskattning av återkopplingen β och därmed klimatkänsligheten som detta ger är det som nämndes ovan, 2,4 – 3,5 K för 2xCO2. Förutom den direkta värmestrålningen enligt Stefan-Bolzmanns lag innehåller återkopplingen bidrag från alla andra relevanta förändringar som följer med övergången från istid till efteristid. Ändringen av vattenånga i atmosfären, av molnighet, av aerosoler och mycket annat, mer eller mindre välkänt.

Tillämpningen av balansmodellen på ett klimat under förändring är betydligt vanskligare. Olika forcingsagenter ger olika geografisk och tidsmässig fördelning av sina effekter. Ändring av solens intensitet ger inte samma effekter över jordytan som en förändring av växthusgasernas koncentrationer, eller förändringar av molnigheten. De effekter som uppträder växer fram under mycket varierande tidrymder, från månader till många hundra år. Temperaturen variera inte bara över jordytan, utan också både uppåt i atmosfären och nedåt i haven, och temperaturens förändring med höjd och djup sker på olika sätt på olika platser.

Uppdelningen i forcing och återkoppling kan göras på olika sätt. Forcings från en ökning av t ex koldioxidkoncentrationen kan beräknas med god noggrannhet. Man antar då att koldioxiden är väl blandad i atmosfären, och att ökningen sker likformigt överallt. I verkligheten tar det naturligtvis tid för gasen att spridas ut i lufthavet; månader över ena halvklotet och år för jämn fördelning över båda. På samma tidsskala sker också andra förändringar. Den ändrade strålningen från troposfären påverkar temperaturfördelningen i stratosfären. Stratosfären anpassning sker under en till två månader efter en plötslig störning, och vid beräkning av forcing brukar denna justering antas ha ägt rum. Andra effekter i troposfären, på samma tidsskala, tas dock inte hänsyn till, utan får ingå i återkopplingen (se t.ex. J. M. Gregory och M. Webb, J. Climate 21, 58-71, 2008.

Nu kommer vi till Spencer och Braswells fasplansanalys från 2010. Pehr Björnbom har påpekat att också andra använt i stort sett samma teknik tidigare, och särskilt framhållit ett intressant arbete av Gregory och medarbetare från 2004 (Geophysical Res. Lett. 31, L03205, 2004). I det arbetet utnyttjades energibalansmodellen för en analys av data från simuleringar med en avancerad klimatmodell. Årsmedelvärden för N och T ifrån simuleringar över lång tid gav ungefärligen linjära samband, från vilka F och  kunde bestämmas. Lägg märke till att man använde årsmedelvärden; både årstidsvariationer och snabba initialförlopp har då eliminerats.

Spencer och Braswell har istället använt N och T från satellitobservationer. Månadsmedelvärden av N plottas mot månadsmedelvärden av T. Konsekutiva värdepar sammanbinds med räta linjer. Det intressanta är att ett stort antal räta linjer, mestadels mellan endast två punkter, ibland tre, men sällan fler, är nära parallella, dvs de har samma lutning och ger samma värde på β! Detta betyder något, frågan är bara vad. Spencer och Braswell (och Pehr) påstår att detta β ger klimatkänsligheten (den transienta), och får då värdet 0,6 K för dubblad CO2. Men andra är betydligt mer tveksamma. Det verkar ganska troligt att under de korta tider som observationerna görs får man ett starkt inflytande från de snabba processer som jag berörde ovan. Jag har hört mig för lite, bland några modellerare, men även om de är nyfikna på vad som ligger bakom resultaten, är det ännu ingen som satt i gång några simuleringar för att testa saken. Det är inte så lätt som jag föreställde mig, de där årstidsvariationerna kräver korrigeringar när skeenden under korta tider ska undersökas. Men förr eller senare kommer man säkert att bringa klarhet i saken.

Nu åter till diskrepansen mellan S&Bs TCS-värde om 0,6K och PBs uppskattning från temperaturserier och uppskattade forcings om 1,5K. Diskrepansen skulle bero på naturliga variationer inom systemet, påstår Pehr. Men om nu variationer inom systemet ger en uppvärmning av ytan, så måste rimligen denna värme komma från haven. Samtidigt visar alla uppskattningar att havens värmeinnehåll har ökat under det senaste halvseklet. Uppskattningarna är osäkra, men det är åtminstone inte frågan om en minskning. Detta ger ett begränsat utrymme för interna variationer. Isaac Held har i sin blog (speciellt blogpost 16 från augusti 2011) behandlat denna fråga ingående. Med några rimliga antagande finner han att högst 25% av temperaturökningen kan komma från naturliga variationer, om värmeupptaget varit positivt. Pehr Björnboms resonemanger ger inte konsistenta resultat.

Mycket är ännu oklart, men att ta oklarhet till intäkt för att människans inverkan på klimatet är obetydlig är knappast klokt.