乔斯Fortunat IColin普伦蒂斯
的联合国气候变化框架公约》的目标是稳定大气中的二氧化碳和其他温室气体排放(温室气体),以防止人为干扰气候“危险raybet雷竞技最新”。二氧化碳是最重要的人为温室气体的辐射强迫,及其对社会稳定提出了重大挑战。稳定大气中的二氧化碳浓度在任何给定水平,有必要定义允许二氧化碳排放的轨迹。这个计算需要彻底理解碳循环,控制的各种陆地和海洋过程的二氧化碳量保持在大气中。
时间尺度的碳循环过程从几个月到世纪碳交易所之间的气氛,陆地生物圈,和海洋对海洋沉积物几千年的交互。过程操作时间尺度超过几年不能调查实验研究,为许多变量和长期的仪器观测失踪。Paleodata(尤其是测量在冰芯、海洋和湖泊沉积物、珊瑚、树木年轮,和历史文献)提供独特的信息自然二氧化碳变异性的大小,调节大气中的二氧化碳的过程及其相关的时间表(包括multimillennial时间表),和碳cycle-climate反馈的大小。raybet雷竞技最新
(从最长的可用专门记录现象,南极洲(小et al . 1999]圆顶富士、南极洲[河村建夫et al . 2003])表明,大气中二氧化碳浓度今天比任何时候都高(至少)在过去的420000年。
搜索机制推动观察glacial-interglacial变化导致了一系列的识别过程,导致大气中二氧化碳浓度的控制和气候。raybet雷竞技最新鉴于突然的发现,年代际气候变化影响大的地区引发担心人为温室气体排放可能会引发未来突然的气候变化raybet雷竞技最新。二氧化碳和气候变化在全新世期间,在全新raybet雷竞技最新世的最后一年,不同时守护神但提供重要的信息在碳循环和气候之间的联系。
Glacial-Interglacial变化
Vostok和圆顶富士专门记录显示,大气中的二氧化碳过去四冰川变化周期之间的范围仅限于~ 180 ppm (ppm)(约冰川最大值)和~ 280 ppm(典型的间冰期时期)(小et al . 1999;河村建夫et al . 2003年)。因此,工业化前的大气中的二氧化碳浓度都低于今天的370 ppm的价值大大低于预计浓度范围在2100年(450至1100 ppm)报告的政府间气候变化专门委员会(IPCC)(乔斯et al . 2001;raybet雷竞技最新普伦蒂斯et al . 2001年)。
一个成功的温室效应理论在19世纪,首先建立了(阿伦尼乌斯1896)和今天的气候模型是全球变暖的raybet雷竞技最新工业时期(霍顿et al . 2001年)和最后的普遍寒冷条件冰川最大高强)(Ganopolski et al . 1998;韦弗et al . 1998;Kitoh et al . 2001;金正日et al . 2002;休伊特et al . 2003;Shin et al . 2003年)可以持续的辐射强迫由于大气中的温室气体含量的变化和其他因素。详细的比较温度代理和二氧化碳在过去glacial-interglacial转变,然而,表明南极温度开始上升之前,大气中的二氧化碳(图7.1)。这一发现是一致的观点自然二氧化碳glacial-interglacial周期的变化构成的反馈,而不是一个主要原因(沙克尔顿2000)。地球围绕太阳公转轨道的变化的起搏器冰期-间冰期旋回(海斯et al . 1976;伯杰1978),但这些相当微妙轨道的变化必须由气候反馈放大来解释全球温度和冰体积的raybet雷竞技最新巨大差异,和相对突然之间的转变冰川和间冰期时间(伯杰et al . 1998;克拉克et al . 1999年)。
生物地球化学循环放大的轨道变化起着重要的作用。模型模拟表明,大气中的二氧化碳和甲烷浓度的直接辐射强迫可能贡献了一半的观察glacial-interglacial表面温度差异在全球范围内(西兰花和Manabe 1987;Gallee et al . 1992;Shin et al . 2003年)。其他主要因素在维护冰川时期包括寒冷的条件水蒸气的反馈大陆冰盖的高反照率(西兰花和Manabe 1987;休伊特和米切尔1997),高反照率(特别是当冰雪覆盖)的广泛nonforested地区高纬度地区(Gallee et al . 1992;李维斯et al . 1999;Yoshimori et al . 2001;Wyputta McAvaney 2002),极大地增强了短波辐射的反射大气的内容矿物粉尘(Claquin et al . 2003年)本身的结果减少植被(马浩德et al . 1999;沃纳et al . 2002年)。这是合理的,这样bio-geochemical和生物物理反馈将直接人为放大温室气体强迫,就像他们过去放大轨道的变化。
9000 11000 13000 15000 17000 19000 21000年龄(年现在之前)
图7.1。代理的发展为当地温度在格陵兰岛(818 o,顶线)和南极(8 d,破折号)和两个温室气体二氧化碳的大气浓度(点)和甲烷(钻石)过去glacial-interglacial过渡(Monnin et al . 2001年)。南极的记录温度和大气中的二氧化碳是高度相关的,可以分为四个阶段,由虚线竖线表示。鉴于迅速(年代际)变化CH4的开头B0lling / Aller0d (B / A)和在新仙女木期的开始和结束阶段(码)是同时代的人,突然在北大西洋地区的温度变化。在南极温度变化比在格陵兰较小和较突然,格陵兰岛和南极洲是异步和温度变化。测量从雪佛兰景程冰芯钻在圆顶康科迪亚,南极洲,从控制冰芯钻在峰会上,格陵兰岛。两芯的时间表已经同步到控制规模。
地球的轨道围绕太阳可以为未来计算精度高以及过去(伯杰1978;伯杰和Loutre 1991)。因此可以预测未raybet雷竞技最新来气候变化与一些信心multimillenial时间尺度。即使在一个自然的二氧化碳(即政权。,随着全球temperature-CO2相关性持续东方冰心一样),下一个冰河时期不会将于明年开始在50000年(Loutre和伯杰2000;伯杰和Loutre 2002)。比前(全新世将持续更长时间艾姆间冰期)间冰期,只经历了约10000年。这种差异是由于轨道偏心率在艾姆间冰期的比今天高得多。较低的轨道偏心率,进动的影响最小化,极端cold-northern-summer轨道配置这样的冰川开始在115公斤(ka BP)不发生。持续高企的大气温室气体浓度与中档二氧化碳稳定的情况下,可能会导致一个完整的融化格陵兰冰帽(教堂et al . 2001年),进一步推迟下一个冰河时期的发作(Loutre和伯杰2000)。
机械的解释观察到的glacial-interglacial二氧化碳的变化仍是一个困难的归因问题(布勒克和亨德森1998;阿切尔et al . 2000年)。底栖生物碳同位素证据从海洋沉积物和陆地碳会计基于花粉数据从陆地沉积物,表明陆地碳存储在LGM ~ 300 - 700包括少比在全新世(Shackle-ton 1977;咖喱et al . 1988;Duplessy et al . 1988;范坎et al . 1993;鸟et al . 1994;克劳利1995;彭et al . 1998;Beerling 1999),这意味着额外的碳存储在冰川时期必须在海洋中,而不是土地。 Numerous oceanic processes have been identified that could have contributed to the low glacial concentrations of CO2 (Archer et al. 2000; Sigman and Boyle 2000; Stephens and Keeling 2000). One explanation conceived in the 1980s (Knox and McElroy 1984; Sarmiento and Toggweiler 1984; Siegenthaler and Wenk 1984), and recently supported by nitrogen-isotope data (Francois et al. 1998; Crosta and Shemesh 2002), invokes a more efficient utilization of macronutrients in the Southern Ocean during glacial times, leading to higher rates of carbon export from the surface and thus to increased carbon storage at depth, reducing the equilibrium concentration of CO2 at the ocean surface. This scenario could have been realized by an increased input of iron (which is a limiting micronutrient for phytoplankton, especially diatom, growth in the Southern Ocean today [Martin et al. 1994; Boyd et al. 2000]) provided by an enhanced supply and transport of mineral dust (Andersen et al. 1998; Mahowald et al. 1999), possibly in concert with a slower rate of surface-to-deep mixing in the Southern Ocean, in glacial time. This mechanism may account for up to half of the glacial-interglacial difference in atmospheric CO2 concentration (Levevre and Watson 1999; Watson et al. 2000; Bopp et al. 2003). It is unlikely that the iron hypothesis could account for more than half of the difference. The Antarctic ice-core records show that about half of the CO2 lowering during the last glacial period took place before high dust fluxes appeared in the Antarctic (Petit et al. 1999; Rothlis-
伯杰et al . 2002年)。同样,大量二氧化碳的变化发生在高通量消失后的LGM-Holocene过渡(Rothlisberger et al . 2002年)。最初缓慢二氧化碳下降期间的第一部分最后冰川需要不同的解释,可能涉及到海洋沉积物与几千年的时间尺度(阿切尔et al . 1999年)。随后降低大气中的二氧化碳进一步~ 30 ppm更快发生,同时代的南极尘埃的增加。
最近的沙尘暴数据的分析表明,自然组成部分当代大气中的尘埃加载并超过75%(特根et al . 2003),尽管当代尘埃曾相当大一部分归因于人类活动,如过度放牧和建设(Fung特根,1995)。未来尘埃供应南大洋和其他类low-chlorophyll地区通过植被和表面特性的变化可能会改变为了应对气候变化,大气中的二氧化碳和土地利用活动或通过大气传输的变化。raybet雷竞技最新由此产生的变化在海洋铁供应可能会提供一个小的反馈增加大气中的二氧化碳。
突然的气候变化
鉴于格陵兰专门记录显示突然,年代际温度变化在当地16 K振幅(Schwander et al . 1997;Severinghaus et al . 1998;朗et al . 1999;Severinghaus和布鲁克1999)在上次冰河时代过渡到目前的间冰期。这些都是众所周知的Dansgaard Oeschger(D O)事件(Dansgaard et al . 1982;Oeschger et al . 1984;布勒克et al . 1985;克拉克et al . 2002年)(图7.2)。从湖泊和海洋沉积物同位素沉积和花粉记录(可以忍受et al . 1981;•鲁丁曼和麦金太尔1981;债券et al . 1993;Yu和可以忍受1998;阿曼et al . 2000;桑切斯戈尼et al . 2000; Baker et al. 2001; Prokopenko et al. 2001; Sánchez Goñi et al. 2002; Tzedakis et al. 2002) and European and Asian loess records (Ding et al. 1999; Ye et al. 2000; Porter 2001; Rousseau et al. 2002) demonstrate that substantial effects of these abrupt climate changes extended over the North Atlantic region and beyond.
伴随温度变化记录在南极洲更小,那么突然,和异步北半球变化(Indermuhle et al . 2000年)。这种异步解释(储料器和约翰森2003)减少北大西洋深层水的形成率和海洋热传输进入北大西洋地区(2000年储料器),这一现象,结合南大洋的大热容,产生冷却在北大西洋和变暖在南半球(Mikolajewicz 1996;Marchal et al . 1999 a, b)。
最低温度在格陵兰岛与相关联飙升大量的冰,记录为“海因里希事件”,它的特点是在北大西洋冰筏碎片的广泛出现沉积物(债券et al . 1993;债券和Lotti 1995)。冰版本提供了一个合理的机制(小巷et al . 1999年)
1 1■■■■■■■■1■■■■1■■■■1■■■■
H2 H3
H4 H5 A1 A2 A3
图7.2。大气中二氧化碳浓度的演变和格陵兰岛和南极温度S18O表示,期间从70 ka BP 20 ka BP (Indermuhle et al . 2000年)。818度值从冰钻在峰会(控制)和格陵兰冰芯项目现象,南极洲和二氧化碳数据来自泰勒穹顶,南极洲。所有数据绘制在清Vostok年表。Dansgaard / Oeschger事件2 - 18(温暖间冰段格陵兰S18O记录),海因里希事件来代替(三角形),记录为冰筏碎片在海洋沉积物在北大西洋和南极暖期A1 A4。Vostok,控制和泰勒圆顶冰核是基于甲烷的同步测量。海因里希的位置是基于事件同步控制冰芯的北大西洋深海核心(债券和Lotti 1995)。时间表是试探性的第一部分记录表明S18O浅灰色的曲线。
铜铜啊
01 CT c
O
20000 30000 40000 50000 60000清年龄(年)
70000年
图7.2。大气中二氧化碳浓度的演变和格陵兰岛和南极温度S18O表示,期间从70 ka BP 20 ka BP (Indermuhle et al . 2000年)。818度值从冰钻峰会在格陵兰冰芯项目(控制)和现象,南极洲,泰勒和二氧化碳数据从穹顶,南极洲。所有数据绘制在清Vostok年表。Dansgaard / Oeschger事件2 - 18(温暖的间冰段在格陵兰S18O记录),海因里希事件来代替(三角形),记录为冰筏碎片在海洋沉积物在北大西洋和南极暖期A1 A4。Vostok,控制和泰勒圆顶冰核是基于甲烷的同步测量。海因里希的位置是基于事件同步控制冰芯的北大西洋深海核心(债券和Lotti 1995)。时间表是试探性的第一部分记录表明S18O浅灰色的曲线。
温盐环流的崩溃(THC)作为融水输入北大西洋稳定的水柱。底栖生物碳同位素(Sarnthein et al . 1994年)表明,大西洋深海寒冷的时期充满了营养丰富的水起源于南半球,和14 c和10的大气记录表明,海洋的通风是放缓(Hughen et al . 2000;介壳et al . 2000;Marchal et al . 2001年)。
看似合理的一个解释观察到的变化是以下序列(Schmittner et al . 2002年):冰积累在间冰段温暖阶段Laurentide冰盖;这导致了不稳定,引发了巨大的冰山向北大西洋排放;淡水输入导致THC的临时故障,冷却在北方和南方的气候变暖;最后THC简历,也许在响应减缓气候变化在南大洋(克诺尔和罗曼2003),当淡水扰动已经消散。这种机制,专门接受高分辨率记录显示,南极寒冷的逆转可能开始早于B0lling / Aller0d (B / a)变暖(摩根et al . 2002年),这意味着南极的重启冷却并非由于THC在北半球,因此建议一个更重要的角色的南半球热带和控制突然的气候变化。raybet雷竞技最新精确测定同位素签名的半球温度关系的冰,然而,仍然是具有挑战性的,比温度的其他因素,如season-ality降水的变化,可以影响冰的同位素组成,和噪音记录可能偏见的结果。
目前大多数气候模型,当被迫raybet雷竞技最新与场景增加温室气体的浓度,显示减少THC和减少向极热传输由北大西洋(Cubasch et al . 2001年)。理想化模型模拟还表明,THC受到不稳定(如palaeodata确认)和北大西洋深层水的形成可能崩溃在全球变暖(Bryan 1986;Schmittner储料器和1997)和仍处于崩溃状态,由于磁滞,对许多世纪。不幸的是,关键阈值和非线性的存在严重限制我们的能力来预测行为的THC (Knutti和储料器2002)。长期海洋监测可能是必要的,如果我们要可靠地检测THC的变化。示踪剂与碳循环,如溶解的氧气,循环变化很敏感。可用的观测表明溶解氧气的减少库存建模预测的海洋与全球变暖的影响在海洋环流(特纳et al . 2001, 2002;Bopp et al . 2002年)。这种效应也存在大气中的氧气浓度的增加,要求修正人为二氧化碳的land-atmosphere分区(Bopp et al . 2002;Keeling和加西亚2002; Plattner et al. 2002), estimated from observed atmospheric CO2 and O2 trends (Keeling and Shertz 1992; Prentice et al. 2001). An extended monitoring of dissolved O2 has been proposed to detect changes in ocean circulation and to improve estimates of the carbon sinks (Joos et al. 2003b).
尽管气候波动大,大气中的二氧化碳变化小于20 ppm在大型Dansgraybet雷竞技最新aard / Oeschger事件与海因里希事件和在小Dansgaard不到10 ppm / Oeschger事件(图7.2)(Stauffer et al . 1998;Indermuhle et al . 2000年)。二氧化碳的变化~ 30 ppm在新仙女木(码)冷间隔(图7.1),在北大西洋THC是大大减少(Sarnthein et al . 1994年)。伴随的甲烷和一氧化二氮的变化约有100 - 200磅,~ 30磅,分别。海洋模型耦合的科学系统的模拟再现观察到的行为在这种类型的突发事件。raybet雷竞技最新因此,当北大西洋THC被迫倒闭征收meltwa-ter脉冲在一个海洋模型,模拟的结果包括一个小(10 ppm)临时增加大气中的二氧化碳,在北大西洋地区强大的冷却,一个轻微的变暖在南半球,营养丰富的水在大西洋,增加大气中更高的14 c / 12 c比率(Marchal et al . 1999 a, b;Delaygue et al . 2003年)和10十亿分之几大气中一氧化二氮的含量减少(Goldstein et al . 2003),也就是说,大约三分之一的观察一氧化二氮的变化(Fluckiger et al . 1999年)。同样,一个相对较小的大气中的二氧化碳之间的正反馈和海洋环流的变化在全球变暖的模拟的北大西洋深层水的生成速率降低甚至倒塌(乔斯et al . 1999;普拉特纳先生et al . 2001年)。因此,paleodata和模型模拟一致认为,未来可能的变化在北大西洋深层水形成速度只会温和的对大气中的二氧化碳的影响。然而,这一发现并不排除是海洋环流变化在其他地区,特别是在南部海洋,可以产生更大的影响大气中的二氧化碳(格林布拉特和Sarmiento,第13章,这卷)。
这一分析不考虑大气中的二氧化碳植物枯死的可能贡献。植物枯死的观察到的变化可能是导致大气中的二氧化碳浓度在码和Dansgaard / Oeschger事件(Scholze et al . 2003年),可以有更大的影响,如果突然崩溃的北大西洋THC发生时温暖的气候raybet雷竞技最新政权。
全新世
大气中的二氧化碳浓度变化慢慢在工业化前的全新世(图7.3)。11 - 8 ka,大气中的二氧化碳逐渐从265年到260 ppm,然后再增加280 ppm的工业化前的水平。气候事件raybet雷竞技最新在8200年英国石油公司,相当于一个小Dansgaard / Oeschger事件和相关的温度下降1.5到4 K在北大西洋地区和中部4到8 K格陵兰岛(理发师et al . 1999),没有留下任何痕迹在可用的低分辨率的二氧化碳记录(图7.3)。一套初步的12 813 c测量被Indermuhle et al。(1999)估计可能观察到长期变化的原因使用双反褶积技术(乔斯和布鲁诺1998)。这一分析表明,观察到的变化主要是由吸收和随后的释放导致的怪兽
图7.3。全新世大气中二氧化碳浓度的变化,从测量空气滞留在冰面上泰勒穹顶,南极洲(Indermuhle et al . 1999年)和从穹顶康科迪亚(Fluckiger et al . 2002年)。两者的区别核心,尤其是可以4号到8号之间,最可能是由于年龄范围的不确定性的两个核心(Stauffer et al . 2002年)。
几年前出现
图7.3。全新世大气中二氧化碳浓度的变化,从测量空气滞留在冰面上泰勒穹顶,南极洲(Indermuhle et al . 1999年)和从穹顶康科迪亚(Fluckiger et al . 2002年)。两者的区别核心,尤其是可以4号到8号之间,最可能是由于年龄范围的不确定性的两个核心(Stauffer et al . 2002年)。
restrial有机碳(Indermuhle et al . 1999年)。另一种解释(布勒克et al . 2001;布勒克和克拉克2003)是稳定二氧化碳上升8 ka后由于碳酸钙补偿机制,应对早期提取地面吸收大气中的碳的LGM后时期。这种机制取决于海洋沉积物交互和有一个适当的长时间常数5 ka和较长的(阿切尔et al . 1999年)。不幸的是,现有的不确定性冰芯o13C (Indermuhle et al . 1999年)和海洋沉积物数据(2003年布勒克和克拉克)不允许我们可靠的区分基于观察的两个假设。
其他信息来源提供间接证据。底栖生物碳同位素记录(咖喱et al . 1988;Duplessy et al . 1988年)限制了陆地吸收过去glacial-interglacial过渡,因此,限制了贡献的碳酸钙补偿机制在4到10 ppm乔斯(et al . 2003年)。与陆地生物圈模型模拟(弗朗索瓦et al . 1999;Brovkin et al . 2002;乔斯et al . 2003;卡普兰et al . 2002年)和pollen-based估计(亚当斯和福尔1998)产生模棱两可的结果从地面释放90包括130包括晚全新世的吸收。
Lund-Potsdam-Jena (LPJ)全球动态植被模型(Sitch et al . 2003年)耦合到atmosphere-ocean-sediment碳循环组件的伯尔尼CC模型被用来比较矛盾的解释全新世二氧化碳上升乔斯(et al . 2003年)。模型被迫21 ka-long时间序列的“快照”哈德利中心的气候模拟模型(卡普兰et al . 2002年)或NCAR气候模型和重建的大气中的二氧化碳(Monnin et al . 2001年)在过渡直raybet雷竞技最新到11 ka BP。随后,大气中的二氧化碳是模拟。整个全新世专门二氧化碳记录匹配几ppm。灵敏度分析结合可用的观测表明,碳酸钙补偿,海洋表面变暖,和一个地面释放,针对土地利用和荒漠化,贡献后大约同样观察到20 ppm上升8 ka BP。建模二氧化碳减少在全新世早期,早些时候在协议的建议,主要是由于北方森林的建立在以前冻结成冰的地区,部分抵消了由碳酸钙补偿。模拟LGM-Holocene陆地吸收是800包括,略高于300年至700年,包括来自底栖生物同位素记录范围。这些模拟考虑了动态土地面积变化引起的海平面上升和冰撤退。建立再生和土壤固碳以前冰雪覆盖的区域几乎是由碳补偿损失为了应对海平面上升和气候变化对区域LGM无冰。raybet雷竞技最新增加陆地上的碳储存在这些模拟主要是气候变化的结果(强迫raybet雷竞技最新轨道的变化、二氧化碳和冰程度),结合直接二氧化碳浓度上升的生理影响植物生产力和中水回用效率。这些二氧化碳直接影响负责模拟差异超过80%的全球碳存储全新世和LGM之间。
现有专门813 c的不确定性和海洋沉积物记录需要进一步限制减少量化贡献个人全新世二氧化碳变化的机制。然而,观察到全新世二氧化碳的变化,结合海洋底栖生物813 c数据(沙克尔顿1977;咖喱et al . 1988;Dup-lessy et al . 1988年)符合海洋沉积物的时间表的交互(阿切尔et al . 1999年),和CO2施肥的作用在决定陆地碳存储二氧化碳的浓度在自然范围内(180 - 280 ppm)(埃塞尔和Lautenschlager 1994;彭et al . 1998;班纳特和威利斯2000)。大气中的二氧化碳的未来演化的一个含义是,碳酸钙补偿机制,增加了二氧化碳的大气在工业化前的全新世期间,也会移除大气中的二氧化碳排放的人类活动,但是这个删除的时间表将会很长(multimillennia)。碳汇机制由于二氧化碳施肥有额外的实验支持高于现在的二氧化碳浓度(DeLucia et al . 1999;罗et al . 1999年),已经占了在二氧化碳稳定情况下计算(乔斯et al . 2001;普伦蒂斯et al . 2001年)。
最后一年
的知识自然气候变化raybet雷竞技最新和太阳和火山的作用迫使对气候变化的属性很重要在最近几十年,几百年。raybet雷竞技最新不同的重建迫使由过去的太阳辐照度变化,然而,基于宇宙发生的同位素(14 c, 10, 36 cl;啤酒et al . 1994年)和太阳黑子数目(霍伊特和Schatten 1994)随五倍(精益et al . 1995;瑞德1997;吟游诗人et al . 2000;克劳利2000)。此外,越来越多的文学主张的放大太阳辐照度变化的气候影响通过太阳能灯的宇宙射线通量的影响,例如,低云量在地球上,基于实证气候变化与太阳活动之间的相关性在特定的时raybet雷竞技最新间内(例如,Tinsley和迪恩1991;Shaviv和Veizer 2003)。然而,提出相关分解在过去年的仪器记录的数据,和宇宙射线通量和气候raybet雷竞技最新更改代理无关的20到60 ka BP,当非常大的宇宙射线通量的变化(Laschamp事件)发生(瓦格纳et al . 2001年)。
北半球表面温度变化的大小也讨论(琼斯et al . 1998;曼et al . 1999;Briffa 2000;克劳利2000;黄et al . 2000;贝尔特拉米2002;埃斯珀et al . 2002年)。例如,灵异少女et al。(2002)报告说,北半球decadal-average表面温度大约是1 K低于上半年的17世纪在公元1000年和现在clima-tological的意思,而曼et al。(1999)报告说,decadal-average温度变化在0.4 K。
高度专门解决二氧化碳记录过去的年提供一个联合约束北半球温度变化和气候-raybet雷竞技最新碳循环的反馈。图7.4演示了年代际的变化之间的关系mul-tidecadal北半球表面温度,大气中的二氧化碳浓度,climate-carbon循环反馈的强度(ppm二氧化碳释放/ K北半球气温上升)。raybet雷竞技最新反馈的强度取决于几个因素,包括海水中溶解的二氧化碳的变化和生产力和异养呼吸对温度的反应。当前的最佳估计实际二氧化碳范围在过去年(工业革命之前)是6 ppm,基于新兴高质量的测量(Siegenthaler Monnin,珀耳斯。通讯)。如果我们假设climate-craybet雷竞技最新arbon循环反馈12 ppm K - 1,作为耦合获得伯尔尼CC-LPJ模型(嘉宝et al . 2003),然后二氧化碳6 ppm范围限制decadal-average北半球表面温度变化范围为0.5 K在过去年(不包括在近几十年来发生的上升;图7.4)。或者,如果我们接受的范围内温度变化重建曼et al .(1999)和埃斯珀et al。(2002)同样有可能,那么6 ppm的二氧化碳浓度范围限制climate-carbon周期反馈6 - 16 k - 1 ppm(全球平均地表温度不到~ 1°C)的变化。raybet雷竞技最新这意味着增加0.6±0.2°C
图7.4。北半球(NH)表面温度变化之间的关系,climate-carbon循环反馈,大气中的二氧化碳含量的变化。raybet雷竞技最新等值线描绘不同的范围内二氧化碳变化在过去年策划反对变化decadal-average温度(横轴)和climate-carbon循环反馈每度表示为改变大气中二氧化碳浓度的变化decadal-average NH表面温度(垂直轴)。raybet雷竞技最新重建的温度变化范围由曼et al。(1999)和埃斯珀et al。(2002)所示。箭头标记伯尔尼CC描绘了北半球温度变化时获得结合climate-carbon伯尔尼CC-LPJ模型的循环反馈(嘉宝et al . 2003年)的二氧化碳变化范围6 ppm。raybet雷竞技最新
NH温度变化,ATNH (K)
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全球平均地表温度在20世纪的贡献几乎同期观察二氧化碳增加。这种基于数据发现有点相反戴的模型结果和冯(1993),这表明气候变化的主要驱动力raybet雷竞技最新地面下沉在过去的一个世纪,但它符合最近的模型估计表明气候变化的一个相对较小的角色在调制陆地下沉过去一个世纪(McGuire et al . 2001年)。raybet雷竞技最新
大气中的二氧化碳的时间演化和北半球温度响应重建的可变性在太阳辐照度和辐射强迫火山已经检查(嘉宝et al . 2003年)。模拟大气中的二氧化碳和北半球平均地表温度的变化是兼容不同南极冰芯和重建温度代理数据低太阳能强制。模拟太阳辐照度变化的大小在哪里增加向高估计产生不匹配模型的结果和二氧化碳量测试。这一发现提供了进一步的证据,适度调整太阳能辐照度和全球平均气温在过去的年,反对大幅放大的全球或半球的反应年平均温度来太阳的变化建议的宇宙射线flux-cloud封面链接或其他solar-related机制。结果表明太阳能变化不是20世纪气候变暖的主要因素。
确认
这一章写虽然我们中的一个(FJ)是一个游客国家大气研究中心(NCAR),博尔德有限公司的热情和慷慨支持戴夫丢弃和NCAR的气候和全球动力学部门是感激。raybet雷竞技最新我们要感谢t . Blunier,哈里森,n .马浩德大肠Monnin, n .罗本章评论和大肠Monnin协助数据。
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