Limiti di rilevazione dei cambiamenti dell’albedo indotti dall’ingegneria climatica

Dian J. Seidel1*, Graham Feingold2, Andrew R. Jacobson3 e Norman Loeb4

Una domanda chiave che circonda le proposte di ingegneria climatica aumentando il riflesso della Terra della luce solare è la fattibilità di rilevare aumenti di albedo ingegnerizzati da esperimenti di breve durata o attuazione prolungata della gestione delle radiazioni solari. Mostriamo che le osservazioni satellitari consentono il rilevamento di grandi aumenti, ma la variabilità interannuale travolge gli aumenti massimi possibili dell’albedo per alcuni schemi. Il rilevamento di un brusco aumento della media globale dell’albedo <0,002 (paragonabile a una riduzione di ~ 0,7 W m− 2 del forzante radiativo) sarebbe improbabile entro un anno, dato un record precedente di cinque anni. Un esperimento di tre mesi nella zona equatoriale (5°N – 5°S), un potenziale bersaglio per l’iniezione di aerosol stratosferico, dovrebbe causare un aumento di ~ 0,03 albedo, tre volte più grande di quello dovuto all’eruzione del Monte Pinatubo, per essere rilevato. I limiti di rilevazione per esperimenti di tre mesi in 1° (latitudine e longitudine) regioni del Pacifico subtropicale, possibili bersagli per schiarimento delle nuvole, sono ~ 0,2, che è maggiore di quanto ci si potrebbe aspettare da alcune simulazioni di modello.

Le proposte di modifica deliberata del sistema climatico per contrastare i cambiamenti climatici antropogenici stanno guadagnando slancio1-7. Tra le soluzioni tecnologiche proposte (ingegneria del clima collettivamente soprannominata geoingegneria) spicca un assortimento di metodi di riflessione della luce solare (SRM, chiamato anche gestione delle radiazioni solari o ingegneria del clima a onde corte) che include: l’iniezione di particelle riflettenti nella stratosfera; nuvole di stratocumulo marine illuminanti nella troposfera; e aumentando la riflettività della superficie terrestre, comprese le aree vegetate, gli oceani e gli ambienti costruiti. Il loro obiettivo comune è di modificare il bilancio energetico della Terra per mantenere una temperatura superficiale media entro un intervallo accettabile aumentando l’albedo planetario (riflettività) per ridurre l’assorbimento della radiazione ad onde corte in arrivo. Un corpus crescente di pubblicazioni affronta questioni scientifiche, tecniche, ambientali, etiche e giuridiche1-7. Tuttavia, ignora ampiamente la domanda: potremmo rilevare gli impatti di uno sforzo di ingegneria del clima pianificato, pubblicizzato o indipendente, non divulgato?

La risposta dipende dalla disponibilità e dall’adeguatezza delle osservazioni globali e dalla variabilità di fondo del sistema climatico. Sebbene diversi rapporti di workshop e commissioni1,2,4 menzionino il problema generale del rilevamento dei cambiamenti di albedo ingegnerizzati (e una7 delinea i requisiti osservativi per il monitoraggio delle radiazioni solari in entrata e riflesse), finora nessuna analisi ha stimato quantitativamente limiti di rilevamento per i cambiamenti di albedo ingegnerizzati. Gli studi hanno preso in considerazione il rilevamento delle variazioni di temperatura (e di precipitazione8) che potrebbero derivare da attività di SRM utilizzando stime approssimative7 o simulazioni di modello8 della variabilità di fondo.

Poiché i cambiamenti in queste variabili hanno un impatto diretto sugli ecosistemi e sulle società, sono di interesse critico nelle discussioni su SRM.

Tuttavia, la temperatura e le precipitazioni possono cambiare non solo in risposta ai cambiamenti delle forzature climatiche, ma anche a causa della variabilità climatica naturale. Pertanto, il rilevamento dei cambiamenti dell’albedo dovuti all’SRM è fondamentale per determinare l’efficacia dell’SRM nel modificare l’equilibrio radiativo della Terra e nel causare i successivi cambiamenti nelle variabili climatiche superficiali. Questa analisi utilizza le osservazioni delle radiazioni ad onde corte in entrata e in uscita per stimare i limiti di rilevazione per ipotetici aumenti dell’albedo indotti da SRM, nel tentativo di aiutare a inquadrare discussioni su potenziali esperimenti e implementazioni sul campo SRM.

  1. National Oceanic and Atmospheric Administration Air Resources Laboratory, R/ARL, NCWCP, Room 4251, 5830 University Research Court, College Park, Maryland 20740, USA,
  2. National Oceanic and Atmospheric Administration Earth System Research Laboratory, Chemical Sciences Division (R/CSD2), 325 Broadway, Boulder, Colorado 80305, USA,
  3. National Oceanic and Atmospheric Administration Earth System Research Laboratory and University of Colorado, Global Monitoring Division, 325 Broadway, Boulder, Colorado 80305, USA,
  4. Mail Stop 420, 21 Langley Boulevard, NASA Langley Research
  5. Center, Hampton, Virginia 23681-2199, USA. *e-mail: dian.seidel@noaa.gov

Sfide del rilevamento dell’ingegneria del clima

Il rilevamento dei cambiamenti dell’albedo dall’SRM, come il rilevamento dei cambiamenti climatici in generale, è essenzialmente un problema segnale-rumore. La perturbazione del sistema climatico deve superare sia l’incertezza di misura che la variabilità climatica. Le complicazioni derivano dall’aspettativa che i segnali SRM abbiano una struttura spaziale e temporale. Un grande aumento regionale dell’albedo potrebbe verificarsi in un’area che non è ben osservata, potrebbe essere compensata dalle diminuzioni dell’albedo altrove o potrebbe non modificare sensibilmente la media globale. Una risposta potrebbe non avvenire immediatamente, a causa di ritardi nel sistema climatico o perché l’attività di ingegneria potrebbe comportare un cambiamento graduale. L’attività potrebbe non causare un effetto prolungato perché l’intervento è a breve termine, perché i processi del sistema climatico smorzano il segnale locale iniziale9 o perché il sistema tende a riequilibrarsi per mantenere un valore globale o emisferico stabile10. Si possono prevedere tali complicazioni di rilevamento del segnale derivanti dalle principali proposte SRM:

  • effetti di schiarimento delle nuvole dello stratocumulo marino in una regione causando effetti albedo opposti nelle vicinanze a causa dei cambiamenti associati nella dinamica atmosferica9
  • iniezione di aerosol nella stratosfera causando un aumento graduale dell’albedo all’aumentare delle concentrazioni e una diminuzione graduale quando le particelle lasciano l’atmosfera
  • SRM tentato in una regione priva di osservazioni a lungo termine
  • meccanismi di governance che appoggiano gli esperimenti SRM il cui impatto proposto è inferiore ad una soglia normativa11 o che si prevede siano misurabili localmente ma non rilevanti dal punto di vista ambientale su larga scala12
Figura 1 | Mappe di limite di climatologia e rilevazione di Albedo. a – d, albedo medio per i mesi di gennaio, aprile, luglio e ottobre sulla base delle osservazioni satellitari 2000–2012 della radiazione solare in arrivo e riflessa 14,15. e, deviazioni standard delle anomalie mensili di albedo per lo stesso periodo. f, Limite di rilevazione basato su un record di dati di cinque anni prima di un aumento improvviso e sostenuto dell’albedo e un periodo di un anno dopo. Tutti i valori di albedo sono rapporti senza dimensioni (ovvero, non sono espressi in percentuale). CP è la posizione equatoriale, e NP e SP sono rispettivamente le posizioni subtropicali settentrionale e meridionale.

Un approccio al rilevamento SRM

Questa analisi ha utilizzato test statistici standard e osservazioni esistenti13-15 per stimare i limiti di rilevazione per interventi idealizzati di albedo. Abbiamo preso in considerazione il rilevamento a livello globale e regionale, distinguendo tra interventi improvvisi e sostenuti e schemi di accelerazione graduale, e valutato come la durata di un esperimento influenza il suo rilevamento. Poiché abbiamo utilizzato i dati esistenti, l’analisi non è stata in grado di studiare gli effetti di potenziali feedback indotti dalla perturbazione. I dettagli relativi ai dati e alle procedure di prova si trovano nella sezione Metodi.
Per rilevare le attività SRM sono necessarie registrazioni ininterrotte, quasi globali, ad alta precisione delle radiazioni solari in entrata e riflesse misurate da strumenti trasmessi via satellite. Sia che l’aumento previsto dell’albedo sia in superficie (ad esempio, tetti di luce rispetto a quelli di colore scuro), nella troposfera (schiarimento delle nuvole) o nella stratosfera (iniezione di aerosol), l’obiettivo è aumentare la riflessione dal pianeta, quindi in base allo spazio le misure sono adatte al problema di rilevazione. Abbiamo utilizzato l’albedo calcolato dalle osservazioni 2000–2012 CERES EBAF Ed2.6r13–15 per simulare gli interventi SRM e determinare quanto deve essere ampio un intervento affinché venga rilevato al di sopra della variabilità del sistema climatico. La risoluzione mensile di 1° latitudine × 1° di longitudine (~ 1010 m2) dei dati inquadra la risoluzione spaziale e temporale sia di questa analisi sia della potenziale futura rilevazione SRM basata su queste osservazioni.

Modelli di variabilità dell’albedo

Il ciclo annuale provoca le variazioni più salienti di albedo16 (Fig. 1a-d). Alle alte latitudini, l’accumulo di neve e ghiaccio in inverno produce i maggiori cambiamenti stagionali (~ 0,4 unità albedo non dimensionali), ma a latitudini più basse, i cambiamenti nella vegetazione e nella nuvolosità causano anche cambiamenti significativi dell’albedo (~ 0,2). L’ampiezza del ciclo annuale in albedo medio globale è 0,03, ~ 10% del valore medio annuale (0,29); vedi Metodi e Fig. 2. Abbiamo esaminato due aree dell’Oceano Pacifico subtropicale orientale, ciascuna con risoluzione sia 1° × 1° che 5° × 5°, in cui il ciclo annuale è una percentuale molto più grande della media annuale, e un 1° × 1° area del Pacifico equatoriale centrale, dove sia la variabilità media dell’albedo che quella dell’albedo sono molto basse (Fig. 1 e Metodi).
L’ampiezza del ciclo annuale è ~ 0,10 e 0,25, nelle posizioni subtropicali settentrionali e meridionali (NP e SP nella figura 1), rispettivamente, o ~ 37% e 78% dei valori medi annuali di 0,27 e 0,32. Nella posizione equatoriale (CP in Fig. 1), l’albedo medio annuo è 0,13 e l’ampiezza del ciclo annuale è ~ 6% della media.

Figura 2 | Serie storiche globali e regionali di albedo. a, b, media mensile (a) e anomalia mensile destagionalizzata (b) albedo per il periodo 2000–2012, sulla base di osservazioni satellitari14,15 per la media globale, la fascia equatoriale e le regioni del Pacifico equatoriale centrale, del Pacifico meridionale subtropicale e Nord Pacifico, tutte le caselle 1° × 1° identificate nella Fig. 1. I valori medi climatici e le deviazioni standard delle anomalie per queste regioni sono riportati nella Tabella 1.

Ai fini del rilevamento delle perturbazioni dell’albedo indotte da SRM, queste variazioni stagionali attese possono essere calcolate da precedenti osservazioni pluriennali e prontamente rimosse. Le variazioni interannuali dell’albedo, d’altra parte, sono generalmente non periodiche e quindi costituiscono un rumore che deve essere superato per un rilevamento sicuro. L’entità delle variazioni interannuali (misurata dalla loro deviazione standard, Fig. 1e) è maggiore per gli oceani che per le aree terrestri ed è maggiore dove la neve e il ghiaccio variano di più (i bordi delle zone polari) e dove la copertura nuvolosa varia di più (il Pacifico tropicale e oceani indiani). Tra le aree terrestri, l’Africa, il Medio Oriente, la parte settentrionale del Sud America, parti del Sud-est asiatico e l’Australia e alcune isole del Pacifico occidentale equatoriale presentano una variabilità interannuale relativamente bassa dell’albedo (Fig. 1e) e albedos medi relativamente bassi ( Fig. 1a-d), una combinazione che potrebbe far apparire quelle regioni come buoni candidati all’SRM, ad esempio aumentando la riflettività delle praterie17,18.
Le serie temporali mensili di anomalia dell’albedo (Fig. 2) suggeriscono, e confermano i calcoli, che non vi è alcuna tendenza significativa e una persistenza a breve termine (autocorrelazione) nel record di 12 anni (vedere Metodi) che confonderebbe il rilevamento mediante mascheramento o miglioramento un effetto ingegnerizzato. Queste variazioni legate al clima superano di gran lunga l’incertezza di misura, che trascuriamo come fonte di rumore: la deviazione standard delle anomalie mensili globali è 0,0015 (Metodi), che è ~ 2,5 volte più grande dell’incertezza globale di 0,0006 ones-sigma nella media mensile albedo15.

Definizione delle probabilità di rilevamento globale

Sebbene le proposte di SRM riguardino regioni specifiche, il loro obiettivo principale è aumentare l’albedo medio globale. Pertanto, abbiamo prima esaminato i limiti di rilevamento su scala globale. La Figura 3 illustra alcuni principi generali e probabilità di rilevamento per un aumento ingegnerizzato di 0,002 albedo (ad esempio, da 0,293 a 0,295). Un tale cambiamento globale in albedo è paragonabile a una riduzione di ~ 0,7 W m– 2 del forzante radiativo. Supera il limite superiore stimato di cambiamenti dell’albedo per le proposte di SRM che coinvolgono cambiamenti della superficie terrestre e potenziamento biologico delle nuvole marine17, ma è inferiore al limite superiore stimato associato al potenziamento meccanico dell’albedo marino cloud17 e all’iniezione di aerosol stratosferica4.
Abbiamo imposto perturbazioni improvvise e graduali di 0,002 alle serie temporali di anomalia globale 2000–2012 (Fig. 2), quindi abbiamo testato tutti i possibili intervalli di tempo adiacenti, di diversa lunghezza, per stimare la probabilità di un tale cambiamento causando un aumento statisticamente significativo (vedere metodi). Cambiamenti improvvisi (tipo 1, descritti nei metodi) potrebbero essere causati da esperimenti sul campo SRM di durata limitata o dalla distribuzione di SRM che ottiene un cambiamento immediato dell’albedo e lo mantiene per un periodo fisso o indefinitamente.

Figura 4 | Limiti di rilevamento regionali dell’albedo. Probabilità di rilevare aumenti improvvisi e prolungati dell’albedo di varia entità entro un anno, dato un record di dati precedente di cinque anni, per le stesse cinque regioni come in Fig. 2.
Questo studio definisce i limiti di rilevazione quando l’albedo cambia con una probabilità di rilevazione del 95% (linee tratteggiate).

Cambiamenti graduali (Tipo 3 in Metodi) potrebbero essere causati da una distribuzione monitorata che sale a un intervento allo stato stazionario7.
Come si vede in Fig. 3, con una registrazione osservativa di cinque anni prima di un intervento, un aumento di 0,002 ha una probabilità di rilevazione P del 60–100% se l’intervento è brusco e prolungato (Tipo 1) e P aumenta con l’aumentare del tempo (da 6 a 24 mesi) dopo l’avvio di SRM. Se l’intervento è graduale (Tipo 3), P varia tra il 30% e l’80%. In generale, P è maggiore per i cambiamenti bruschi rispetto a quelli graduali, almeno in parte perché il cambio albedo integrato nel tempo è più grande nel caso improvviso e per periodi di attesa più lunghi dopo l’intervento. Le probabilità di rilevamento per un record precedente di due anni sono inferiori di circa il 5-20% rispetto ai record di cinque anni. Questi risultati sottolineano il valore di un record di dati esistente e continuo prima di SRM per caratterizzare l’albedo medio pre-intervento e la sua variabilità.

Limiti di rilevamento globali e regionali

Utilizzando record precedenti di cinque anni e periodi di attesa di un anno, la Fig. 4 mostra le probabilità di rilevamento globale e regionale per intervalli di aumenti improvvisi e sostenuti (di tipo 1) dell’albedo. A livello globale, una variazione di 0,0001, l’effetto stimato17 del cambiamento dell’albedo della superficie terrestre nelle aree urbane per un totale di ~ 1012 m2, ha P <20%. La probabilità sale al 95% per una perturbazione di 0,002 e definiamo la soglia di perturbazione a cui P = 95% come limite di rilevazione. Sulla base della Fig. 4, sarebbe rilevabile un cambiamento di 0,006 dell’albedo medio globale, l’effetto stimato17 dell’aumento dell’albedo della superficie terrestre nelle aree desertiche per un totale di ~ 1013 m2 (~ 2% della superficie terrestre), così come un aumento di 0,01 , che è abbastanza grande da contrastare la forzatura radiativa associata17 con un raddoppio del biossido di carbonio atmosferico rispetto ai livelli preindustriali.
Per il cambiamento dell’albedo calcolato in media su regioni più piccole, i limiti di rilevamento definiti in modo simile sono molto più grandi (Fig. 4 e Metodi). Nella banda equatoriale a 10° di latitudine, è pari a 0,01, circa l’entità dell’aumento osservato in quella regione ad agosto dopo le eruzioni del Monte Pinatubo19 del giugno 1991, un analogo naturale spesso citato per le proposte SRM che coinvolgono aerosol stratosferici. Supponendo che nessun cambiamento compensativo dell’albedo al di fuori di questa regione, un aumento equatoriale di 0,01 albedo equivale a un aumento globale di ~ 0,002 – il limite di rilevazione globale stimato.
Le due regioni marine subtropicali 1° × 1° esaminate hanno limiti di rilevazione di 0,04 e 0,05, con un limite maggiore nel Pacifico subtropicale settentrionale, a causa della maggiore variabilità interannuale. Un aumento massimo stimato di 0,4 albedo stimato in base al modello risultante dall’illuminazione delle nuvole marine in una regione di massa d’aria pulita20 sarebbe facilmente individuabile.
Tuttavia, le stime simulate degli effetti delle tracce delle navi sull’albedo indicano aumenti molto più piccoli (~ 0,08 o ~ 0,02 nelle aree inquinate), e solo entro ~ 200 km dalla fonte dei nuclei di condensazione delle nuvole21. Se lo schiarimento delle nuvole marine causasse aumenti comparabili dell’albedo, potrebbero non essere rilevabili. Sebbene un aumento di ~ 0,04 albedo possa essere rilevato in una regione 1° × 1°, cambierebbe l’albedo medio globale di soli 0,000001 – tre ordini di grandezza in meno del limite di rilevamento globale. Quando questi due domini sono stati espansi a 5° × 5° (un’area 25 volte più grande), abbiamo ottenuto misure molto simili di variabilità e gli stessi limiti di rilevamento (a una cifra significativa) rispetto alle regioni più piccole, perché le serie temporali di anomalia mensile poiché la regione più grande assomiglia molto a quella della regione più piccola.
Il modello spaziale del limite di rilevamento rispecchia ampiamente quello della deviazione standard di anomalia (Fig. 1e, f) e indica le regioni in cui è più e meno probabile che venga rilevato SRM. A questa risoluzione 1° × 1°, i limiti di rilevamento variano in un ordine di grandezza, da 0,01 (ad esempio, Africa settentrionale e Pacifico equatoriale centrale) a 0,10 (ad esempio, Pacifico equatoriale occidentale), evidenziando la sensibilità del rilevamento a la scelta del luogo del test.

Figura 5 | Rilevabilità di esperimenti sul campo. Probabilità di rilevare cambiamenti improvvisi e prolungati a breve termine (3-12 mesi) dell’albedo di diversa grandezza in quattro potenziali regioni di prova: la cintura equatoriale (5° N-5° S) e tre regioni 1° × 1° nell’Oceano Pacifico.

Rilevabilità di esperimenti sul campo

La possibilità di esperimenti SRM all’aperto pianificati e accettati a livello internazionale dipende da molti fattori, molti dei quali vanno oltre lo scopo di questa discussione. Una domanda fondamentale è: quanto deve essere grande un tentativo di cambio di albedo e per quanto tempo per garantire che sia rilevabile? Probabilmente gli sperimentatori vorrebbero anche rilevare cambiamenti nei parametri presi direttamente di mira dai loro esperimenti (ad esempio, dimensione dell’aerosol e proprietà ottiche; frazione di nuvola e proprietà microfisiche). Tuttavia, per valutare l’efficacia di un esperimento progettato per aumentare la riflessione della luce solare, è fondamentalmente necessario rilevare un cambiamento dell’albedo. In alternativa, un esperimento SRM condotto senza supervisione da una struttura di governance concordata, e possibilmente senza annuncio pubblico, potrebbe potenzialmente essere “rilevato” attraverso avvistamenti di persone e attrezzature in azione. Ma queste prove non rivelerebbero nulla riguardo al potenziale impatto sul bilancio energetico del sistema climatico, per il quale la domanda operativa è: la comunità di monitoraggio del clima, con le sue attuali capacità di osservazione, rileverebbe il cambiamento dell’albedo?
La Figura 5 mostra la probabilità di rilevare cambiamenti che vanno oltre i due ordini di grandezza, e sostenuti per periodi di 3, 6, 9 e 12 mesi, nella cintura equatoriale (5°N – 5°S) e nelle stesse regioni dell’Oceano Pacifico esaminate sopra. Come previsto, esperimenti più lunghi e grandi cambiamenti dell’albedo hanno maggiori probabilità di essere rilevati. Gli interventi che sono altamente probabili (P = 95%) da rilevare in un esperimento di 12 mesi, hanno poche possibilità (P <30%) in esperimenti di tre mesi. Il limite di rilevamento per un esperimento di tipo 1 di tre mesi nella banda equatoriale è ~ 0,03. Se si tentasse un esperimento su tre scala su piccola scala nella regione 1° × 1° accuratamente selezionata all’interno di questa banda con albedo basso e bassa variabilità, il limite di rilevazione sarebbe ~ 0,05. Nelle regioni subtropicali dell’Oceano Pacifico 1° × 1°, i limiti di rilevamento sono ~ 0,2, circa quattro volte più grandi rispetto alla regione equatoriale. Se tali grandi cambiamenti di albedo non possono essere raggiunti e sostenuti per un periodo di tre mesi, non è probabile che esperimenti di SRM possano essere rilevati in modo inequivocabile in queste regioni.

Tabella 1 | Valori medi di Albedo, deviazioni standard di anomalie e limiti di rilevazione per sette regioni. Tutti i valori sono indicati in unità di albedo non dimensionali (non come percentuali).

La natura dell’esperimento sul campo influenza la sua probabilità di rilevazione. Un intervento immediato e prolungato nel periodo sperimentale (intervento di tipo 1) ha maggiori probabilità di essere rilevato rispetto a uno che coinvolge un impulso iniziale che decade in modo esponenziale (tipo 2), come ci si potrebbe aspettare per l’iniezione di aerosol stratosferico. Aumentare gradualmente un aumento dell’albedo (Tipo 3) è ancora meno probabile che venga rilevato (Figura supplementare S1).

Alcuni avvertimenti e implicazioni pratiche

Questi limiti nozionali di rilevamento SRM sono sensibili alle scelte metodologiche. Offriamo loro stime iniziali e pratiche dell’entità degli effetti dell’albedo la cui rilevazione rientra nel regno delle possibilità. La probabilità di rilevamento sarebbe minore se le finestre dei dati prima o dopo l’intervento fossero più brevi o se la P richiesta fosse più alta. Inoltre, poiché l’albedo è mal definito in condizioni notturne polari, non siamo stati in grado di eseguire questi test statistici per le alte latitudini.
Sono ipotizzabili approcci più sofisticati per rilevare gli effetti SRM sull’albedo e potrebbero coinvolgere osservazioni accessorie in aree geografiche mirate per isolare possibili cambiamenti ingegnerizzati.
Ad esempio, i cambiamenti dell’albedo sulle regioni oceaniche dall’iniezione di aerosol stratosferico potrebbero essere rilevati a soglie inferiori impiegando osservazioni di nuvole, aerosol troposferico, ghiaccio marino, vento di superficie e colore dell’oceano per distinguere i cambiamenti stratosferici dalla superficie e/o troposferici.
Questi risultati hanno implicazioni per l’osservanza dei requisiti di sistema per il rilevamento futuro dell’ingegneria climatica, nonché per il più ampio dibattito sull’ingegneria climatica. Il proseguimento delle osservazioni sulle radiazioni ad onde corte da parte dei satelliti, allo stesso livello di precisione attualmente disponibile o migliore, consentirebbe probabilmente il rilevamento di attività SRM che superano i limiti stimati qui, se fossero di dimensioni spaziali sufficientemente grandi. Un gap nel set di dati confonderebbe il rilevamento, anche se il gap si è verificato prima di qualsiasi intervento.
Questo requisito di continuità si applica al rilevamento dei cambiamenti climatici in generale22 e non è unico per il problema di rilevare le attività di ingegneria del clima.
Con le osservazioni attuali, è improbabile che rileviamo qualsiasi esperimento SRM sul campo, tranne il più ambizioso ed efficace, o lo sforzo di implementazione, poiché i piccoli effetti sarebbero mascherati dalla variabilità dell’albedo di fondo. Se non riusciamo a rilevare in modo inequivocabile gli effetti dell’ingegneria del clima su Albedo, non possiamo accertare l’efficacia delle attività autorizzate, rilevare operazioni surrettizie, comprendere e distinguere tra le molteplici cause del cambiamento climatico continuo e previsto, prevedere i loro effetti su variabili climatiche chiave come come temperatura e precipitazioni, o amministrare efficacemente gli accordi per governare le attività di SRM. In breve, se non possiamo misurare gli effetti dell’ingegneria del clima, non possiamo gestirli.

Metodi

I dati di Albedo utilizzati in questa analisi derivano dai flussi solari in entrata e riflessi di onde corte dai set di dati Top of the Atmosphere (TOA, Ed2.6r) di Top of the Atmosphere (CERA) della Terra e dell’irradiazione radiante della Terra13– 15, ottenuto dallo strumento di ordinazione CERES del NASA Langley Research Center all’indirizzo http://ceres.larc.nasa.gov. Le osservazioni hanno una risoluzione mensile di 1° latitudine × 1° di longitudine da marzo 2000 a giugno 2012. Questi dati sono stati attentamente controllati e sono considerati privi di distorsioni variabili nel tempo che potrebbero compromettere questa analisi15.
Abbiamo calcolato l’albedo medio mensile per ogni punto della griglia e il mese come rapporto tra flusso riflesso e flusso in entrata. Le anomalie sono state calcolate rimuovendo la media mensile a lungo termine da ciascun valore mensile. Tutti i valori di albedo (medie e anomalie) sono numeri senza dimensioni e sono espressi come rapporti, non come percentuali (come talvolta si fa).
La tabella 1 riporta l’albedo medio climatologico (media dei 12 anni di osservazione) e le deviazioni standard dei 12 valori annuali e delle anomalie mensili, per cinque regioni utilizzate nell’analisi: globo, cintura equatoriale (5°N – 5°S), una regione equatoriale centrale dell’Oceano Pacifico (5°S, 220°E), una regione subtropicale dell’Oceano Pacifico settentrionale (32°N, 238°E) e una regione dell’Oceano Pacifico subtropicale meridionale (20°S, 288°E). I risultati per le due regioni subtropicali del Pacifico sono riportati per i domini 1° × 1° e 5° × 5°.
La tabella 1 mostra anche i limiti stimati di rilevazione a un anno, per un aumento improvviso e sostenuto dell’albedo, dato un precedente record osservazionale di cinque anni. I limiti di rilevazione sono riportati a una cifra significativa, in considerazione delle ipotesi e delle idealizzazioni fatte nella loro stima. Gli aumenti equivalenti globali di albedo sono stimati utilizzando la media ponderata per area e ipotizzando che l’albedo regionale aumenti delle stesse dimensioni del limite di rilevazione regionale stimato e zero albedo cambi altrove.
Le due regioni dell’Oceano Pacifico subtropicale orientale sono state selezionate a causa dei recenti esperimenti sul campo23,24 che hanno misurato le proprietà delle nuvole di stratocumuli marini, incluso l’albedo, e perché queste nuvole di stratocumuli marini sono state menzionate come possibili obiettivi di sforzi illuminanti20. Allo stesso modo, la zona equatoriale è stata menzionata nel contesto dell’iniezione di aerosol stratosferico, un altro metodo di riflessione della luce solare proposto e la regione 1° × 1° del Pacifico centrale è stata selezionata a causa della sua bassa variabilità tra albedo e albedo.
I limiti di rilevamento si basano sui risultati delle suite dei test t di Student sui mezzi prima e dopo le ipotetiche attività di ingegneria del clima. Sono stati inoltre condotti test non parametrici di ordine di rango di mediani, che hanno dato risultati identici in> 90% dei casi. Abbiamo utilizzato il test t perché gli effetti dell’autocorrelazione nelle serie temporali sul numero di gradi di libertà possono essere prontamente presi in considerazione. Le autocorrelazioni lag-one delle serie temporali mensili di anomalia dell’albedo sono 0,12 e 0,28 per il globo e la cintura equatoriale, rispettivamente, e 0,12 e 0,08 per le aree 1 ° × 1 ° del Nord Pacifico e del Sud Pacifico, rispettivamente.
I limiti di rilevazione sono stimati utilizzando serie di (almeno dieci) test eseguiti per determinate lunghezze osservative della finestra prima e dopo un intervento e per una determinata ampiezza di intervento. Avanzando attraverso una serie temporale di anomalie mensili di albedo, tutte le possibili coppie di finestre adiacenti vengono testate imponendo un intervento (un aumento di albedo) sui dati nella seconda finestra.
Se l’anomalia media nella seconda finestra risulta statisticamente significativamente maggiore (utilizzando un test t unilaterale e con un livello di confidenza del 95%) rispetto a quello della prima, abbiamo considerato questo un cambiamento “rilevato”. Altrimenti, la modifica è troppo piccola per essere rilevata al di sopra del rumore nelle serie temporali. Se il 95% o più dei test per una data coppia di finestre e un intervento hanno comportato il rilevamento, abbiamo considerato tale intervento come un cambiamento rilevabile. I limiti di rilevazione sono stati determinati aumentando gradualmente l’entità dell’intervento fino a quando non è stato trovato un cambiamento rilevabile. Per il contesto, abbiamo confrontato i limiti di rilevazione stimati con i cambiamenti dell’albedo per i diversi schemi di ingegneria climatica proposti, stimati dal rif. 17.
Sono stati analizzati tre tipi di intervento. Un intervento di tipo 1 è un aumento istantaneo dell’albedo tenuto costante sopra la finestra. Un intervento di tipo 2 è un aumento istantaneo seguito da una diminuzione esponenziale con tempo di piegatura elettronica pari alla lunghezza della finestra. Un intervento di tipo 3 è un aumento lineare graduale nel periodo della finestra. La modifica dell’albedo integrata nel tempo è maggiore per Tipo 1 e minima per interventi di Tipo 3. La Fig. S1 supplementare mostra che gli interventi di tipo 1 hanno una maggiore probabilità di rilevazione rispetto agli interventi di tipo 2, che a loro volta hanno una probabilità maggiore rispetto al tipo 3.

Ricevuto il 17 giugno 2013; accettato l’8 novembre 2013; pubblicato online il 29 gennaio 2014; corretto dopo la stampa del 29 gennaio 2014

References

  1. Shepherd, J. Geoengineering the Climate: Science, Governance and Uncertainty
    (The Royal Society, 2009).
  2. Bipartisan Policy Center’s Task Force on Climate Remediation Research
    Geoengineering: A National Strategic Plan for Research on the Potential
    Effectiveness, Feasibility, and Consequences of Climate Remediation Technologies
    (Bipartisan Policy Center, 2011); http://bipartisanpolicy.org/library/report/
    task-force-climate-remediation-research
  3. Climate Engineering: Technical Status, Future Directions, and Potential Responses
    GAO-11-71 (US Government Accountability Office, 2011);
    http://www.gao.gov/assets/330/322208.pdf
  4. Vaughan, N. E. & Lenton, T. M. A review of climate geoengineering proposals.
    Climatic Change 109, 745–790 (2011).
  5. Convention on Biological Diversity Additional Information on Options for
    Definitions of Climate-Related Geoengineering UNEP/CBD/COP/11/INF/2
    (UNEP, 2012); http://www.cbd.int/doc/meetings/cop/cop-11/information/
    cop-11-inf-26-en.pdf
  6. Belter, C. W. & Seidel, D. J. A bibliometric analysis of climate engineering
    research. WIREs Clim. Change 4, 417–427 (2013).
  7. Blackstock, J. J. et al. Climate Engineering Responses to Climate Emergencies
    Preprint at http://arxiv.org/pdf/0907.5140 (Novim, 2009).
  8. MacMynowski, D. G., Keith, D., Caldeira, K. & Shin, H-J. Can we test
    geoengineering? Energ. Environ. Sci. 4, 5044–5052 (2011).
  9. Stevens, B. & Feingold, G. Untangling aerosol effects on clouds and
    precipitation in a buffered system. Nature 461, 607–613 (2009).
  10. Voigt, A., Stevens, B., Bader, J. & Mauritsen, T. The observed hemispheric
    symmetry in reflected shortwave irradiance. J. Clim. 26, 468–477 (2013).
  11. Parson, E. A. & Keith, D. W. End the deadlock on governance of
    geoengineering research. Science 339, 1278–1279 (2013).
  12. Solar Radiation Management Governance Initiative Solar Radiation
    Management: The Governance of Research (SRMGI, 2011);
    http://www.srmgi.org
  13. Loeb, N. G. et al. Multi-instrument comparison of top-of-atmosphere reflected
    solar radiation. J. Clim. 20, 575–591 (2007).
  14. Loeb, N. G. et al. Toward optimal closure of the Earth’s top-of-atmosphere
    radiation budget. J. Clim. 22, 748–766 (2009).
  15. Loeb, N. G. et al. Advances in understanding top-of-atmosphere radiation
    variability from satellite observations. Surv. Geophys. 33, 359–385 (2012).
  16. Hatzianastassiou, N. et al. Long-term global distribution of Earth’s shortwave
    radiation budget at the top of atmosphere. Atmos. Chem. Phys. 4, 1217–1235 (2004).
  17. Lenton, T. M. & Vaughan, N. E. The radiative forcing potential of different
    climate geoengineering options. Atmos. Chem. Phys. 9, 5539–5561 (2009).
  18. Hamwey, R. M. Active amplification of the terrestrial albedo to mitigate climate
    change: an exploratory study. Mitig. Adapt. Strat. Glob. Change
    12, 419–439 (2007).
  19. Minnis, P. et al. Radiative climate forcing by the Mount Pinatubo eruption.
    Science 259, 1411–1415 (1993).
  20. Latham, J. et al. Marine cloud brightening. Phil. Trans. R. Soc. A 3
    70, 4217–4262 (2012).
  21. Wang, H. & Feingold, G. Modeling mesoscale cellular structure and drizzle in
    marine stratocumulus. Part II: The microphysics and dynamics of the boundary
    region between open and closed cells. J. Atmos. Sci. 66, 3257–3275 (2009).
  22. Global Climate Observing System Implementation Plan for the Global
    Observing System for Climate in Support of the UNFCCC, Executive Summary
    GCOS–92 (ES) (WMO/TD No. 1244, World Meteorological Organization,
    2004); http://www.wmo.int/pages/prog/gcos/Publications/
    gcos-92_GIP_ES.pdf
  23. Stevens, B. et al. Dynamics and chemistry of marine stratocumulus —
    DYCOMS-II. Bull. Am. Meteorol. Soc. 84, 579–593 (2003).
  24. Wood, R. et al. The VAMOS ocean-cloud-atmosphere-land study regional
    experiment (VOCALS-REx): goals, platforms, and field operations.
    Atmos. Chem. Phys. 11, 627–654 (2011).

Additional information
Supplementary information is available in the online version of the paper. Reprints and permissions information is available at www.nature.com/reprints.

Correspondence and requests for materials should be addressed to D.S. Competing financial interests The authors declare no competing financial interests.

Limiti di rilevazione dei cambiamenti dell’albedo indotti dall’ingegneria climatica
Dian J. Seidel, Graham Feingold, Andrew R. Jacobson e Norman Loeb Nature Climate Change 4, 93–98 (2014); pubblicato online il 29 gennaio 2014; corretto dopo la stampa del 29 gennaio 2014
Nella versione di questa prospettiva originariamente pubblicata, la frase finale dell’abstract avrebbe dovuto leggere “sono ~ 0,2, che è maggiore di quanto ci si potrebbe aspettare da alcune simulazioni di modelli.” Inoltre, il numero di affiliazione per Norman Loeb mancava nell’elenco indirizzi .
Questi errori sono stati corretti nelle versioni online della Prospettiva.

Fonte: Nature

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