基礎 地球に到達するエネルギー（太陽光）と地球から放出されるエネルギー（宇宙への熱放射）の速度はバランスが取れていなければならず 、そうでなければ惑星は暖かくなったり寒くなったりする。入射放射エネルギーと放出放射エネルギーの不均衡は放射強制力 と呼ばれる。惑星が暖かくなると宇宙への熱放射が速くなり 、最終的にはより高い温度と蓄積されたエネルギー量 で新たなバランスが達成される。しかし、惑星の温暖化には連鎖的な影響もあり、それが フィードバック ループでさらに温暖化を引き起こす。気候感度は、一定量の放射強制力がどれだけの温度変化を引き起こすかの尺度である。[ 5 ]
放射強制力 放射強制力は一般的にワット 毎平方メートル（W/m² ） で定量化され、大気圏の最上部 として定義される地球の最上層で平均化されます。[ 6 ] に関連して 定義されます。[ 7 ] 1750年から2020年までの長期的な気候感度への寄与という観点から、大気中のCO₂ の50%増加は2 は 、約 +2.1 W/m2 の強制力によって特徴付けられます。 [ 8 ] [ 9 ] [ 10 ]
放射強制力は地球の気温の長期的な変化につながります。[ 11 ] 温室効果 による下向き放射の増加、 惑星軌道の変化 による太陽放射の変動、太陽放射照度 の変化、エアロゾルによる直接的および間接的な影響（例えば、雲量によるアルベド の変化）、土地利用の変化（森林伐採や反射氷の消失）などです。[ 6 ] 2019年現在 [ 12 ] [ 13 ]
主要数値 二酸化炭素 ( CO 2 ) 濃度は、産業革命期 に人類が石炭などの化石燃料を大量に燃焼し始めた18 世紀の 280 ppmから、2020 年までに 415 ppm 以上に上昇しました。 CO 2は 温室効果ガス であるため、地球の大気から熱エネルギーが放出されるのを妨げます。 2016 年、大気中のCO 2 濃度は産業革命以前のレベルより 45% 増加しており、非線形効果により、 CO 2 の増加による放射強制力はすでに産業革命以前の時代より 50% 以上高くなっています。[ 14 ] [ 注 1 ] [ 15 ]
社会的重要性 気候変動緩和の経済性は、 カーボンニュートラルを どれだけ早く達成する必要があるかに大きく依存するため、気候感度の推定値は重要な経済的および政策的意味合いを持つ可能性があります。ある研究では、過渡的気候応答 (TCR) の値の不確実性を半減することで、数兆ドルを節約できる可能性があると示唆しています。 [ 16 ] [ 17 ] パリ協定の 目標は達成できず、気温の上昇は少なくとも一時的にその制限を超えるでしょう。ある研究では、 平衡気候感度 (長期的な指標) が3.4 °C (6.1 °F) を超える場合、2 °C 目標を達成するのに十分な速さで排出量を削減することはできないと推定しています。[ 4 ] [ 18 ] [ 19 ]
感度を決定する要因 大気中のCO 2 濃度が倍増した場合(産業革命以前の 280 ppm から) に生じる放射強制力は、約 3.7ワット /平方メートル (W/m 2 ) です。フィードバックがない場合、エネルギーの不均衡は最終的に地球温暖化 を約1 °C (1.8 °F)引き起こします。この数値は、 ステファン・ボルツマンの法則 [ 注 2 ] [ 20 ] [ 21 ]
さらに、自己強化型 とバランス型の 両方の気候フィードバック からも影響が生じます。[ 22 ] [ 23 ] 水蒸気フィードバック 、氷アルベドフィードバック 、雲フィードバック 、気温減率 フィードバックなどの気候システムのフィードバックに起因します。[ 21 ] アルベド と呼ばれます。気候感度は、これらのフィードバック間のバランスに依存します。[ 20 ]
種類 気候感度のさまざまな指標が互いにどのように関連しているかを示す概略図 時間スケールに応じて、気候感度を定義する主な方法は 2 つあります。短期過渡気候応答 平衡気候感度 フィードバック ループの悪化による温暖化を組み込んでいます。これらは離散的なカテゴリではなく、重複しています。大気中のCO 2増加に対する感度は、大気中の CO 2 濃度が2 倍になったときの気温変化の量で測定されます。[ 24 ] [ 25 ]
「気候感度」という用語は通常、大気中のCO 2 の 増加によって引き起こされる放射強制力に対する感度に使用されますが、これは気候システムの一般的な特性です。他の要因も放射不均衡を引き起こす可能性があります。気候感度は、放射強制力の単位変化あたりの地表気温の変化であり、気候感度パラメータ[ 注 3 ] は、°C/(W/m 2 )の単位で表されます。気候感度は、放射強制力の原因 (温室効果ガス や太陽活動の変化 など) に関係なく、ほぼ同じです。[ 26 ] 気候感度を産業革命以前のレベルの 2 倍の大気中のCO 2 レベルに対する温度変化として表す場合、その単位は摂氏 (°C) です。
一時的な気候応答 過渡的気候応答（TCR）は、「大気中の二酸化炭素濃度が年間1%ずつ増加する気候モデルシミュレーションにおいて、大気中の二酸化炭素濃度 が 2倍になる時点を中心とした20年間の平均で表面積の平均温度の変化」と定義されています。[ 27 ] [ 28 ] CO2濃度 の 増加に完全に反応するのに時間がかかるためです。たとえば、深海は、上層海洋を冷却するヒートシンクとして機能し続ける擾乱の後、新しい定常状態に達するまでに何世紀もかかります。[ 29 ] 1 ℃（1.8 °F） から2.5 ℃（4.5 °F） の間にある可能性が高いと推定されています。[ 30 ]
関連する指標として、累積炭素排出量に対する過渡的気候応答 （TCRE）があり、これは1000 GtCのCO2 が 排出された後の地球平均表面温度変化である。[ 31 ] そのため、強制力に対する温度フィードバックだけでなく、炭素循環 と炭素循環フィードバックも含まれる。[ 32 ]
平衡気候感度 平衡気候感度 (ECS) は、大気中のCO 2 濃度が2 倍になったときに生じると予想される長期的な気温上昇 (平衡地球平均地表付近気温 ) (ΔT 2× ) です。これは、 CO 2 濃度の増加が止まり、ほとんどのフィードバックが完全に効果を発揮する時間が経過した後の新しい地球平均地表付近気温の予測です。平衡温度に達するには、 CO 2 が 2 倍になってから数世紀、あるいは数千年かかることもあります。ECS は、海洋の短期的な緩衝効果のため、TCR よりも高くなります。[ 25 ] [ 33 ] 計算負荷の少ない方法 もあります。[ 34 ]
IPCC第6次評価報告書 （AR6 ）は、ECSが2.5 ℃から4 ℃の範囲内にあるという確信度が高く、最良の推定値は3 ℃であると述べている。[ 35 ]
ECSは長い時間スケールを伴うため、気候変動に関する政策決定においてはあまり適切な指標とは言えないかもしれない。[ 36 ]
有効気候感度 ECS の一般的な近似値として、有効平衡気候感度があります。これは、まだ平衡状態にないモデルまたは実世界の観測データを使用して平衡気候感度を推定したものです。[ 27 ] [ 37 ] フィードバックは時間とともに変化する可能性が あるため、必ずしもそうとは限りません。[ 38 ] [ 27 ] [ 39 ]
地球システムの感度 定義上、平衡気候感度には、氷床 や植生の 変化による地球のアルベドの長期的な変化など、数千年かけて現れるフィードバックは含まれません。また、数千年かかる深海の温暖化の緩やかな反応も含まれません。[ 40 ] グリーン ランド と南極 を覆っている大規模な大陸氷床の融解による地球の アルベド の変化など、これらのより緩やかなフィードバックループの影響を取り入れています。植生の変化や海洋循環の変化によるアルベドの変化も含まれています。[ 41 ] [ 42 ] 地球の地質史 のデータが使用されます。現代の気候条件と遠い昔の気候条件の違いにより、将来のESSの推定値は非常に不確実である。[ 43 ] 循環は ESSの定義には含まれていないが、気候システムの他のすべての要素は含まれている。[ 44 ]
強制力の性質に対する感度 温室効果ガスやエアロゾルなどのさまざまな強制因子は、放射強制力 、つまり地球全体で平均化された初期の放射不均衡を用いて比較できます。気候感度は、放射強制力あたりの温暖化量です。第一近似では、放射不均衡の原因は重要ではありません。しかし、CO₂ 以外の発生源からの放射強制力は、同じ平均CO₂強制力よりもわずかに多く、または少なく地表温暖化を引き起こす可能性があります。 フィードバック の量は主に、強制力が地球全体に均一に分布していないために変化します。北半球、陸地、または極地を最初に温暖化させる強制力は 、地球全体に均一に分布している CO₂ からの同等の強制力よりも、より多くの自己強化フィードバック（氷アルベドフィードバックなど）を生成します。これにより、全体的な温暖化が大きくなります。いくつかの研究は、地球の気温変化において、人間が排出するエアロゾルはCO₂よりも効果的であり、火山 の 強制力は それほど 効果的ではないことを示しています。[ 45 ] 過去の気温と強制力（エアロゾルと温室効果ガスの混合物によって引き起こされる）を使用してCO2 強制力に対する気候感度を推定する場合、 その影響が考慮されないと、気候感度が過小評価されます。[ 46 ]
状態依存性 雪だるまの地球を描いた想像図。 気候感度は、 CO 2 が倍増することによって生じる短期または長期の温度変化として定義されていますが、地球の気候システムの感度は一定ではないという証拠があります。たとえば、地球には極地の氷 と高地の氷河 があります。世界の氷が完全に溶けるまでは、自己強化的な氷とアルベドのフィードバック ループによって、システム全体の感度が高まります。[ 47 ] 氷とアルベドのフィードバック が生じるため、気候感度は非常に高かったはずです。火山の噴火による大気組成の変化が、スノーボール状態から脱出するために必要な放射強制力を提供したと考えられています。[ 48 ]
平衡気候感度は、気候によって変化する可能性がある。 第四紀 （直近の258 万年）を通じて、気候は氷河期 （直近では最終氷期最盛期） と間氷期（ 直近では現在の完新世） の間で変動してきたが、その時代の気候感度を判断するのは難しい。約5550万年前の暁新世-始新世温暖期は 異常に温暖で、平均以上の気候感度が特徴であった可能性がある。[ 48 ]
転換点を超えると、気候感度はさらに変化する可能性がある。転換点が気候感度の短期的な変化を引き起こす可能性は低い。転換点を超えると、気候感度は転換点に達したサブシステムの時間スケールで変化すると予想される。特に、相互作用する複数の転換点がある場合、気候が新しい状態に移行すると、元に戻すのは困難になる可能性がある。[ 49 ]
気候感度の最も一般的な2つの定義は気候状態を指定しており、ECSとTCRは産業革命以前のCO2レベルを基準とした 2倍の気候状態を基準として定義されています。気候感度の変化の可能性から、 CO2が 2 倍になった後の気候システムの温暖化量は、1回目の2倍になった後とは異なる可能性があります。気候感度の変化による影響は、大気中にCO2 が 追加放出されてから最初の100年間は小さいか無視できる程度であると予想されます。[ 47 ]
推定
気候感度は、観測された気温上昇、観測された海洋熱吸収 、およびモデル化または観測された放射強制力を使用して推定できます。データは、単純なエネルギーバランスモデルを介してリンクされ、気候感度が計算されます。[ 50 ] 地球観測衛星が 産業時代の一部の期間（1950年代後半以降のみ）にのみ存在していたため、しばしばモデル化されます。これらのグローバルエネルギー制約を使用して計算された気候感度の推定値は、他の方法を使用して計算されたものよりも一貫して低く、[ 51 ] 2 ℃（3.6 °F） 以下です。[ 50 ] [ 52 ] [ 53 ] [ 54 ]
モデルと観測データから計算された過渡的気候応答（TCR）の推定値は、地球全体よりも温暖化 が速い極地では温度測定が少ないことを考慮すれば、整合させることができる。測定データが入手可能な地域のみをモデルの評価に使用すれば、TCR推定値の差は無視できるほど小さくなる。[ 25 ] [ 55 ]
非常に単純な気候モデルでは、気候システムが平衡状態に達するのを待ってから、結果として生じる温暖化ΔT eq (°C) を測定することにより、産業革命時代のデータ [ 21 ] ΔF (W/m 2 ) と測定された温度上昇を使用して、平衡気候感度S (°C) を計算することが可能になります。CO 2 が倍増することによって生じる放射強制力F 2×CO 2 は 2 と比較的よく知られています。これらの情報を組み合わせると、次の式が得られます。
S = Δ T e q × F 2 × C O 2 / Δ F {\displaystyle S=\Delta T_{eq}\times F_{2\times CO_{2}}/\Delta F} しかし、実際の温暖化は平衡温暖化に遅れており、主に海洋が熱を吸収するため、気候システムは平衡状態になく、平衡に達するには数世紀または数千年かかるため、気候システムは平衡状態にありません。[ 21 ] H ） を差し引いたものであり、したがって気候感度は次のように推定できます。
S = Δ T × F 2 × C O 2 / （ Δ F − H ） 。 $\displaystyle S=\Delta T\times F_{2\times CO_{2}}/(\Delta FH).$ 産業革命開始（1750年とされる）から 2011 年までの世界の平均気温上昇は約0.85 ℃（1.53 °F） でした。2011年、18世紀以降に排出されたCO₂ やその他の長寿命温室効果ガス（主にメタン 、亜酸化窒素 、クロロフルオロカーボン）による放射強制力は約2.8 W/ m² でした。気候強制力ΔF に 、 2014年 のIPCC 第5次評価報告書 の最良推定値によると、産業革命期間全体の強制力は2.2 W/m²となりますが、 かなりの不確実性があります。海洋同報告書で0.42 W/m 2と推定された熱吸収 は、S の値が1.8 °C (3.2 °F) となる。
その他の戦略 理論的には、産業時代の気温は気候システムの温度応答の時間スケール、ひいては気候感度を決定するためにも使用できる。[ 58 ] 熱容量が 既知であり、測定された温度の自己相関 を使用して時間スケールが推定される場合、気候感度の推定値を導き出すことができる。しかし実際には、時間スケールと熱容量を同時に決定することは難しい。[ 59 ] [ 60 ] [ 61 ]
11年周期の太陽活動周期 を利用して、過渡的な気候応答を制約する試みが行われてきた。[ 62 ] 太陽放射照度は、 太陽活動極大期には太陽 活動極小 期よりも約0.9 W/m 2 高く、その効果は1959年から2004年までの測定された世界の平均気温で観測できる。[ 63 ] 地球の気温を冷却する効果がある 。噴火は、太陽放射照度の減少よりも放射強制力の減少が大きく、定量化が不十分であるため、観測された気温変動から有用な定量的結論を導き出せるかどうかは疑問である。[ 64 ]
火山噴火の観測も気候感度を推定するために利用されてきたが、1回の噴火によるエアロゾルはせいぜい数年しか大気中に留まらないため、気候システムは平衡状態に近づくことはなく、エアロゾルが大気中に長く留まる場合よりも冷却効果は小さくなる。したがって、火山噴火は一時的な気候感度の下限 に関する情報しか提供しない。[ 65 ]
過去の気候感度は、地球の過去の気温とCO 2 レベルの復元 を使用して推定できます。古気候学者は 、温暖な鮮新世 (530 万年前から 260万年前) [ 66 ] 更新世 (260万年前から 11,700 年前) [ 67 ] CO 2濃度は 氷床コアに閉じ込められた空気から導き出す ことができますが、2020 年現在、 [ 68 ] 最終氷期最盛期 （LGM）（約21,000年前）や中期完新世 （約6,000年前）などの最近の時代は、特にそれらに関する情報が入手可能になったときによく研究される。[ 69 ] [ 70 ] [ 71 ]
過去 4 億 2000 万年のデータを使用して作成された 2007 年の感度の推定値は、 現在の気候モデルの感度や他の決定と一致しています。[ 72 ] 世-始新世温暖化極大期 (約 5550 万年前) は、大量の炭素が大気中に放出され、地球の平均気温が約6 °C (11 °F) 上昇した 2 万年の期間であり、温暖な状態にあったときの気候システムを研究する良い機会でもあります。[ 73 ] 過去 80 万年の研究では、間氷期よりも氷河期の方 が気候感度が高かったと結論付けられています。[ 74 ]
その名前が示すように、最終氷期最盛期は現在よりもはるかに寒冷で、その時期の大気中のCO 2濃度と放射強制力に関する良好なデータが入手可能です。 [ 75 ] 軌道強制力は 現在とは異なりましたが、平均年間気温に直接的な影響はほとんどありませんでした。[ 76 ] [ 75 ] CO 2 の倍増によって引き起こされるフィードバックとは異なる可能性があり、[ 77 ] [ 78 ] [ 76 ] [ 79 ] [ 80 ]
気候モデルを使用する CO 2 倍増のシミュレーションに基づく平衡気候感度の頻度分布 。[ 81 ] °C (3.6 °F) 未満の温暖化、または 4 °C (7.2 °F) を大幅に超える温暖化をもたらすシミュレーションはほとんどありません。[ 81 ] 歪み [ 82 ] [ 81 ] 気候モデルは、 過去だけでなく未来のCO 2 による温暖化をシミュレートします。気候モデルは、天気を予測する基礎となるモデル と同様の原理で動作しますが、より長期的なプロセスに焦点を当てています。気候モデルは通常、開始状態から始まり、物理法則と生物学に関する知識を適用して将来の状態を予測します。天気モデルと同様に、どのコンピュータも地球全体の複雑さをモデル化する能力はなく、その複雑さを管理可能なものにするために簡略化が使用されます。重要な簡略化の 1 つは、地球の大気をモデルセルに分割することです。たとえば、大気は、各辺が 10 キロメートルまたは 100 キロメートルの空気の立方体に分割される可能性があります。各モデルセルは、均質 (均一) であるかのように扱われます。モデルセルの計算は、空気の各分子を個別にシミュレートしようとするよりもはるかに高速です。[ 83 ]
モデルの解像度 を低くする（モデルセルを大きくして時間ステップを長くする）と計算能力は少なくて済みますが、大気をそれほど詳細にシミュレートすることはできません。モデルは、モデルセルよりも小さいプロセスや、単一の時間ステップよりも短い期間のプロセスをシミュレートすることはできません。したがって、より小規模で短期的なプロセスの影響は、他の方法を使用して推定する必要があります。計算を高速化するために、モデルに含まれる物理法則を単純化することもできます。気候モデルには生物圏 を含める必要があります。生物圏の影響は、モデル化された条件下における地域の平均的な植物群集の平均的な挙動に関するデータを使用して推定されます。したがって、気候感度はこれらのモデルの創発特性 であり、規定されているものではなく、モデル化されたすべてのプロセスの相互作用から生じます。[ 25 ]
気候感度を推定するために、さまざまな放射強制力（急速に倍増する場合、徐々に倍増する場合、または過去の排出量に従う場合など）を用いてモデルを実行し、得られた気温結果を適用した強制力と比較します。モデルによって気候感度の推定値は異なりますが、上記のように、概ね似たような範囲に収まる傾向があります。
気候システムのモデリングは、さまざまな結果をもたらす可能性があります。物理法則と生物圏の挙動の近似にさまざまな妥当なパラメータを使用するモデルが実行されることが多く、これは摂動物理アンサンブル を形成し、各パラメータのさまざまな種類と量の変化に対する気候の感度をモデル化しようとします。あるいは、異なる機関で開発された構造的に異なるモデルを組み合わせてアンサンブルを作成します。過去の気候の一部を適切にシミュレートできるシミュレーションのみを選択することで、気候感度の制約付き推定を行うことができます。より正確な結果を得るための戦略の1つは、一般的に優れた性能を発揮する気候モデルに重点を置くことです。[ 84 ]
モデルは、観測データ、古気候データ、またはその両方を使用してテストされ、それらを正確に再現するかどうかを確認します。再現しない場合は、物理モデルとパラメーター化の不正確さが探され、モデルが修正されます。気候感度を推定するために使用されるモデルでは、気候感度に直接的かつ物理的に関連する特定のテスト指標が求められます。そのような指標の例としては、地球規模の温暖化パターン[ 85 ] [ 86 ] [ 87 ] [ 88 ] [ 89 ] [ 90 ] などがあります。異なる機関で開発されたアンサンブル気候モデルは、 3 ℃（5.4 °F） よりわずかに高い制約付きECS推定値を生成する傾向があります。ECSが3 ℃（5.4 °F） よりわずかに高いモデルは、気候感度が低いモデルよりも上記の状況をよりよくシミュレートします。[ 91 ]
複数のモデルの結果を比較分析するためのプロジェクトやグループが数多く存在します。例えば、結合モデル相互比較プロジェクト （CMIP）は1990年代から運営されています。[ 92 ]
過去の推定値 19世紀のスヴァンテ・アレニウスは、 CO₂ 濃度が2倍になった場合の地球温暖化を定量化した最初の人物である。この問題に関する最初の論文で、彼はCO₂ の量が2倍になった場合、地球の気温 が約 5～6 ℃（9.0～10.8 °F） 上昇すると推定した。後の研究では、彼はその推定値を4 ℃（7.2 °F） に修正した。[ 93 ] サミュエル・ピアポント・ラングレーの観測結果を用いて、 水蒸気 とCO₂ によって吸収される放射線の量を推定した。水蒸気フィードバックを考慮するため、彼は地球温暖化の下でも相対湿度は変わらないと仮定し た 。[ 94 ] [ 95 ]
吸収スペクトル の詳細な測定値を用いた気候感度の最初の計算、および大気を通る放射伝達の数値積分 にコンピュータを使用した最初の計算は、1967 年に 真鍋淑郎 とリチャード・ウェザラルドによって行われた。 [ 96 ] 湿度が一定であると仮定して、彼らはCO2 の倍増ごとに 2.3 °Cの平衡気候感度を計算し、論文の要約で、彼らの研究から最もよく引用される値である2 °Cに丸めた。この研究は「おそらく史上最高の気候科学論文」[ 97 ] [ 98 ]と呼ばれている。
1979年に米国科学アカデミーによって招集され、 ジュール・チャーニー が議長を務めた人為的地球温暖化 に関する委員会[ 99 ] 3 ℃（5.4 °F） 、± 1.5 ℃（2.7 °F） と推定した。1979年当時、利用可能なモデルは真鍋とウェザラルドの推定値（2 ℃（3.6 °F） ）、ジェームズ・E・ハンセン の推定値4 ℃（7.2 °F） 、そしてチャーニーのモデルのみであった。2004年に真鍋が述べたところによると、「チャーニーは妥当な誤差範囲として0.5 ℃を選択し、真鍋の数値からそれを差し引き、ハンセンの数値に加えた結果、1.5～4.5 ℃（2.7～8.1 °F） という気候感度の範囲が生まれ、これはそれ以降のすべての温室効果ガス評価に登場している…」[ 100 ] ステファン・ラームストルフは 次のように述べている。「当時（発表時）、（チャーニー報告書の推定値の）[不確実性]の範囲は非常に不安定だった。それ以来、世界中の多くの気候研究センターによって大幅に改善されたモデルが数多く開発されてきた。世界。」[ 21 ]
IPCCの評価報告書 IPCC評価報告書による気候感度の過去の推定値。最初の3つの報告書は定性的な可能性のある範囲を示し、4番目と5番目の評価報告書は不確実性を正式に定量化した。濃い青色の範囲は66%以上の可能性が高いと判断されている。[ 101 ] [ 102 ] 地球の気候システム の理解は大きく進歩したが、1979年のチャーニー報告書以降しばらくの間、評価では気候感度の不確実性の範囲がほぼ同じと報告され続けた。[ 103 ] 1990年に発表された気候変動に関する政府間パネル （IPCC）の第1次評価報告書では、 CO2 が2倍になった場合 の平衡気候感度は1.5～4.5 ℃（2.7～8.1 °F） と推定され、「現在の知識に照らした最良の推測」は2.5 ℃（4.5 °F） であった。[ 104 ] この報告書では、海洋力学 を簡略化したモデルが使用された。海洋循環モデル 全体を使用した1992年のIPCC補足報告書 では、 1990年の推定値を変更する「説得力のある理由はない」とされた。[ 105 ] IPCC第2次評価報告書 では、「これらの推定値を変更する強い理由は見つかっていない」と述べられている。 [ 106 ] IPCC第3次評価報告書 も、この可能性のある範囲を維持している。[ 107 ]
2007年のIPCC第4次評価報告書 [ 101 ] [ 108 ] 1.5 ℃（2.7 °F）を超える可能性が非常に高く、 2～4.5 ℃（3.6～8.1 °F） の範囲にある可能性が高く、最も可能性の高い値は約3 ℃（5.4 °F）であると結論付けた。IPCCは、根本的な物理的理由とデータの制約により、 4.5 ℃（8.1 °F） を超える気候感度を排除することはできないが、可能性のある範囲の気候感度の推定値は、観測値および代理気候 データとよりよく一致していると述べた。[ 108 ]
2013年のIPCC第5次評価報告書 では、産業時代のデータを使用した推定値の一部が低かったため、以前の範囲である1.5～4.5 ℃（2.7～8.1 °F） （高い信頼度）に戻されました。 [ 25 ] また、同報告書では、ECSが1 ℃（1.8 °F） 未満になる可能性は極めて低く（高い信頼度）、 6 ℃（11 °F） を超える可能性は非常に低い（中程度の信頼度）とも述べています。これらの値は、入手可能なデータと専門家の判断を組み合わせて推定されました。[ 102 ]
2021年のIPCC第6次評価報告書 の準備として、世界中の科学者グループによって新世代の気候モデルが開発されました。[ 109 ] [ 110 ] の地球規模の気候モデル 全体で、より高い気候感度の推定値が生成されました。その値は1.8～5.6 ℃（3.2～10.1 °F） に及び、そのうち10のモデルでは4.5 ℃（8.1 °F）を超えました。 [ 111 ] [ 112 ] 過渡気候応答 の推定値は1.8 ℃から2.0 ℃に変化しました。[ 113 ] [ 113 ] [ 111 ] [ 114 ] [ 115 ]
[ 116 ] [ 117 ] [ 118 ] [ 119 ] ホットモデル として知られるこれらのモデルによると、最悪のシナリオ では、平均地球気温は [ 120 ] [ 121 ] 最後の氷河期 [ 119 ] [ 116 ]
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