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最后一次更新在星期四,2023年2月02|海洋大气

其中dT是全球平均地表气温的干扰;女朋友= dT / dQ参数描述的敏感性气候系统变化的热输入5问;c是气候系统的热容。

步进式平方的变化,在初始时间5 t等于0,方程的解(6.6.1)的形式圣= < 5天文(l - exp (- i / te)],其中5可= Gf5Q是平衡温度干扰和te = cGt弛豫时间。可以看到,后者不仅取决于热容和,因此,是否大多数气候系统的惯性环节(海洋)是否考虑,但也在其灵敏度。

分析海洋大气系统响应的一个瞬间三维框架内co2浓度的变化全球环流模型(GCMs)是由汉森et al。(1984),施莱辛格et al .(1985),布莱恩et al。(1982),斯佩尔曼和Manabe(1984),华盛顿和米尔(1989)和Stoulfer et al。(1989)。在第一个提到的作品当前的速度在UML是来源于经验数据,描述垂直热传输在深海一维(垂直方向)使用扩散模型没有考虑热传输的命令动作。与这些假设的重组海洋环流的影响下温度扰动和相应的变化经向热传输不考虑。在上面提到的其他作品,这些限制被排除在外。但在第二个方程的集成进行了海气耦合GCM只有第一16年,然后计算持续的零维热力学模型的框架内大气和海洋的扩散盒模型(在这种模型的UML表示的形式混合箱,和深海被认为是在休息,这样产生的热传输仅由垂直涡流扩散)。因此,该模型可以估计平衡反应全球平均值的表面空气温度和海水温度在一定深度,但不允许当地的检测效果。布莱恩et al .(1982),和斯佩尔曼Manabe(1984)了GFDL模型50年之后瞬间翻倍的二氧化碳。华盛顿和米尔(1989)进行了类似的实验与NCAR模型超过30年的大气子模型是由光谱GCM表示,和大海子模型是由一个粗网格GCM表示。史都华牌et al。(1989)还利用光谱大气GCM耦合的粗网格的海洋GCM和等密度的扩散和热淡水通量修正60年时间。我们详细讨论他们的研究结果。

比较非平衡和平衡反应我们介绍,根据布莱恩et al .(1982),相对温度偏差r = (T - T0) /(可(T0)、T0和可平衡温度的值当前和大气二氧化碳浓度的升高。Latitude-altitude分布相对温度偏差的对流层和在海洋上观赛层后25年翻两番的大气二氧化碳的浓度如图6.7所示。可以看出,r的对流层和UML的分布均匀

图6.7 Latitude-altitude分布的纬向平均温度的相对偏差r在对流层和上部1公里海洋层25年后从一开始的集成,根据斯佩尔曼和Manabe (1984)。

纬度。唯一的例外是极地地区海冰盾牌的海洋大气和水的温度接近冰点。附近的海冰边界南部(~ 75°N)中局部温度扰动薄UML分开的深海盐跃层。海冰的存在和盐跃层极地海洋和一个相关的减少大气之间的热交换和深海支持加热表面的上升大气层在高纬度地区。以南的65°N温度扰动渗透更大的深度,与他们的最大深度渗透被限制为冷深水形成的面积(约60°N)。南部的r的值不依赖于纬度在海洋表面和深度迅速降低,在深层接近零。因此,经向分布的纬向平均温度25年后的瞬时增加大气中的二氧化碳的浓度接近大气中的均衡分布和UML但明显不同于它在深海,它遵循时,使用估算的平衡响应预测纬向平均表面空气温度是合理的,只有在情况的特征时间尺度的外部迫使超过25年。

所有瞬时co2实验耦合模型的框架内执行同意早期的混合层模式的实验。特别是,他们表现出更大的变暖在高纬度地区,以及增强干燥在北美地区夏季和冬季土壤水分的增加。

现在让我们转向讨论气候系统的瞬态响应在大气二氧化碳的浓度逐渐增加。首先我们注意,大多数可用的基础上估计潜在的气候变化,引起的大气二氧化碳浓度的增加,是由先验的假设之间的弱相互作用在海洋大气碳和热力学循环系统raybet雷竞技最新。没有确凿的证据这一假设。此外,简单的定性参数指向完全相反。事实上,如果燃烧化石燃料和植被的破坏是伴随着大气二氧化碳浓度的增加,温度上升在某些气候系统的子系统,这肯定导致转变二氧化碳溶解在海洋表面之间的化学平衡层,一方面,和重碳酸盐和碳酸根离子,。化学平衡的转变必须意味着人为二氧化碳的吸收强度的变化的海洋,因此,二氧化碳在大气和海洋之间的再分配。因此,碳和热力学循环之间的相互作用是毫无疑问的。

这种考虑考虑了卡根et al。(1990)当模拟海洋大气气候系统的进化从工业革命的兴起,到21世纪的结束。0.5维模型的方程(见5.5节)中使用这项工作被适当的补充方程大气二氧化碳预算的盒子,和无机碳在海洋框,以及表达式的碳在低涡通量边界的UML和碳当量流量上限的深层,在海洋大气co2通量的表达式接口,二氧化碳和水化学关系描述行为的解决方案。此外,假设之间的边界北部和南部大气箱子是固定的(一个圆与纬度60°N)和射频源的大气二氧化碳决定只有化石燃料的燃烧,和二氧化碳的生物源和汇的影响只表现通过增加沉Rp的大气二氧化碳由于上升的地面生物量的生产,并且不影响陆地和海洋生物的生命机能。然后,假设所有二氧化碳排放主要集中在南部框得到Rn = (PcoJHc) (dN / dt新元),R{2 = 0,零售物价指数= (^)0 ((1 + P (cf / 4)], i = 1, 2, dN / dt = rNJ (KJN0) - 1)“1 ert / l + ((N.JN0) - 1)”1 ert) 2, r = 0.03 - 1 /年,N0 = 4.5 x 109 tC, = 5000 x 109 tC (r ^) 0是二氧化碳的浓度和水槽前工业时期受季节变化的影响,和/ ?= 0.3。我们注意到表达式用于生产,diV / dt,人为的二氧化碳被选只从考虑方便的实现和因子的大小/ ?提供令人满意的协议计算和观察(监测期间)年度的变化意味着全球平均大气co2浓度。

我们开始讨论的方法的计算结果确定初始条件。大气中二氧化碳浓度的初始值和总碳在海洋中1860年1月1日被发现从稳态用于解决方案没有一个人为来源的大气中的二氧化碳。初始值的质量加权平均气温北部和南部框和极地海洋,海水温度冷深水领域的形成,上升流被规定在同一领域的基础。这些和其他特征的年平均价值的碳和热力学循环对应用于解决方案第一列的表6.3所示。计算偏差的年度的意思气候特点从他们的初始值有关的不同年段检查(1860 - 2100)在另一个表列表示。

可以看到,一个大气二氧化碳浓度的增加会导致长时间的吸收,增强短波辐射,提高质量加权平均的空气温度和湿度值,减少短波辐射和净长波辐射的增加底层表面,后者对前者的主导地位,因此,表面温度上升的土地,雪冰覆盖和海洋领域的上升流,伴随着当地的蒸发和降水的增加。至于温度冷深水领域的形成,减少不规则:海水温度下降到2025年,然后在最后一个季度上涨和未来世纪又开始下降。

此外,极地海洋气温上升导致下降明智的和潜热通量。加之增加净长波辐射通量,使疲软的热传输低的上表面雪冰覆盖,其次是海冰的厚度和面积减少和行星反照率。雪在海冰表面质量下降,地表在北方大气盒子会增加。前者是与海冰面积的减少,后者与降雨蒸发的区别。降水的增加有利于径流在整个时期的强化检查,和增长的土壤含水量

表6.3。年平均气候特征的值开始工业革命(1860年)和1985年偏离这些,作为二十一世纪的预测

一年

特征

1860年

1985年

2000年

2025年

2050年

2075年

2100年

在上层大气辐射平衡边界(W / m2):

吸收短波辐射在大气中(W / m2):

北部盒45.7 - 0.2

南部盒91.8 - 0.3

净长波辐射通量(W / m2)在大气中:南部北部盒子盒子

行星反照率(%)

海冰厚度(m)

热平衡(W / m2)的雪冰覆盖的极地海洋:短波辐射通量长波辐射通量显热通量潜热通量上下表面之间的换热热释放由于冰融化相变

热平衡(W / m2)的海洋表面冷深水领域的形成:短波辐射通量92.6 -1.3 -2.0

长波辐射通量-81.7 3.8 5.7

显热通量-189.5 14.0 21.0

潜热通量-35.7 -1.0 -1.5

较低的热量交换层214.3 -15.5 -23.2

134.6

-1.5

-2.2

- 3.1

-3.6

-6.4

-9.0

148.6

-1.3

-2.0

-3.1

-4.4

-7.5

-10.4

31.40

-0.05

-0.07

-0.08

-0.07

-0.15

-0.29

12.45

-0.66

-0.99

-1.14

-0.53

-1.50

-3.47

2.76

-0.06

-0.10

-0.11

-0.05

-0.15

-0.37

31.2

-0.1

-0.1

-0.2

0.4

0.5

0.2

-24.4

0.9

1.4

2.1

1.5

2.6

4.2

-0.1

0.0

0.0

0.0

-0.1

-0.2

-0.2

-16.3

-0.2

-0.3

-0.5

-0.8

-1.6

-2.7

7.0

-0.3

-0.5

-0.6

-0.7

-1.5

-2.3

2.6

-0.3

-0.5

-0.8

-0.3

0.2

0.8

热量平衡(W / m2)海洋表面的上升流区:短波辐射通量长波辐射通量显热通量潜热通量较低的热量交换层

气体交换(gC /平方米/年)之间的海洋和大气:冷40.1深水领域

形成区域上升流区域的领域- 1.4

热平衡(W / m2)北部陆地表面的盒子;短波辐射通量长波辐射通量显热通量潜热通量热释放由于雪融化

热量平衡(W / m2)的土地表面在南部框;短波辐射通量长波辐射通量显热通量潜热通量

空气温度(K)在大气中的中等水平:北部240.67箱

南部盒258.50

空气湿度(克/千克)在大气中的中等水平:北部0.95箱

南部盒3.28

168.4

-0.2

-0.3

-0.7

-1.0

-1.7

-2.2

-87.1

1.3

1.9

3.7

5.4

8.5

11.2

-0.8

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

-73.9

-0.9

-1.4

-2.7

-4.0

-6.5

-8.8

-6.6

-0.2

-0.2

-0.3

-0.4

-0.3

227.4

323.2

129.0

227.4

323.2

280.6 - 30.9

73.7

-0.1

-0.1

-0.2

-0.3

-0.4

0.2

-55.8

0.5

0.7

1.2

1.4

2.7

2.7

-0.6

0.0

0.0

0.0

0.0

-0.1

-0.2

-15.5

-0.4

-0.6

-0.9

-1.0

-2.0

-2.4

1.8

0.0

0.0

0.1

0.1

0.2

0.3

146.9

-0.2

-0.3

-0.6

-0.9

-1.5

-2.0

-99.7

0.8

1.2

2.4

3.5

5.8

7.8

-1.3

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

0.0

-45.9

-0.6

-0.9

-1.8

-2.6

-4.3

大气中二氧化碳的分压(ppm):

北部盒280.3

南部盒280.6

沉淀速度(毫米/天):

北部盒0.96

南部盒2.14

100.5 - 101.8

203.4 - 205.9

397.8 - 401.6

696.5 - 702.3

1031.5 - 1038.0

0.14 - 0.20

0.19 - 0.26

{继续)

总碳浓度(10”3摩尔因为海洋中/ l):寒冷的极地地区深水形成区域UML在湿润地区上升流地区深层海水的pH值冷深水区上升流区形成

UML厚度上升流地区(m)

热通量(W / m2)上边界的深层上升流区域

碳通量(gC / m2)在UML /上升流地区深层界面:扩散- 31.3

相当于-26.7

2.17

0.02

0.02

0.04

0.08

0.13

0.20

2.17

0.02

0.03

0.05

0.09

0.14

0.21

2.05

0.04

0.05

0.10

0.16

0.22

0.26

2.28

0.01

0.01

0.01

0.02

0.03

0.05

8.33

-0.03

-0.04

-0.09

-0.19

-0.35

-0.56

8.31

-0.07

-0.10

-0.18

-0.30

-0.44

-0.56

50.78

-0.03

-0.05

-0.09

-0.14

-0.17

-0.19

16.22

0.08

0.13

0.25

0.59

1.05

1.33

上升流速度(10 7米/秒)

经向热传输(1014 W):上升流区域到区域的热传输冷深水形成合理的热传输从南方到北方大气盒潜热运输从南方到北方大气的盒子

0.73

4.3

6.5

11.7

18.8

24.9

28.3

3.8

5.7

10.2

16.6

22.2

25.4

0.02

0.03

0.04

0.00

-0.01

0.00

9.22

0.38

0.54

0.80

0.33

0.43

0.78

12.73

-0.43

-0.63

-0.51

0.27

0.05

-0.69

3.51

-0.02

-0.03

0.04

0.24

0.31

0.21

注意:正由于相变对应的热量值海冰的形成;负值对应海冰融化;积极的气体交换值指示由海洋C03的吸收;负的气体交换表明二氧化碳的排放到大气中。

北方大气的盒子在下半年。本世纪末和第一季度的未来世纪的土壤含水量在北方大气框仍然几乎不变,解释为补偿的蒸发和降水的影响。另一方面,土壤水分含量在南部大气箱减少由于降水蒸发的优势。我们也注意的倾向降低温度深海的上升流的面积,同时增加热传输从UML到深层。这个结果,这与估计的平衡响应(见6.2节),是与增加温度对比UML和深海。

碳循环的特征的计算结果并不意外。从表6.3可以看出,大气二氧化碳浓度的增加伴随着一个增强大气和海洋之间的气体交换;反过来,这导致总碳含量的增加和降低pH值在上层海洋层,以及增加转移过剩的碳从UML到深层,最终,深层的碳浓度的增加。

回到讨论热力学循环的特点,我们将试图解释上述变化的温度变化在寒冷的深海领域的形成。从图6.8,因此,从上半年即将到来的世纪,海水温度在这个领域将受到振荡。类似的

图6.8的变化年平均温度在寒冷的深海领域形成(一个);海冰面积(b);和表面空气温度(c)的偏差;和北方的大气降水(d)的盒子的工业革命的开始21世纪的结束,根据·卡根et al。(1990)。

图6.8年平均温度的变化在寒冷的深海领域形成(一个);海冰面积(b);和表面空气温度(c)的偏差;和北方的大气降水(d)的盒子从一开始的工业革命结束的21世纪,据·卡根et al。(1990)。

振荡表现在世俗的海冰面积的变化,表面空气温度和降水。此外他们先于海水温度振荡第4 - 9年,取决于海冰面积增加或减少。这些特性可以解释在以下方式。让我们回想一下,当修复之间的边界框,寒冷地区深水形成的程度定义为北部海洋区域框之间的差异和海冰区域。因为这个海冰面积减少,随着大气二氧化碳的浓度的增加,必须导致增加的程度冷深水形成和领域,因此,在海水温度下降在这方面由于寒冷海域捕获的极地海洋。但海水温度的下降有利于减少传热的冷的地区深水形成到subice海洋层,从而提高稳定甚至海冰面积的增加。与海冰面积的增加(这发生在传热在subice海洋层小于垂直热流在雪冰覆盖),捕获冷的水从寒冷的极地海洋进入该地区深水形成终止。这需要增加温度冷深水领域的形成,增加subice海洋层和热传输,因此,进一步降低海冰区域。然后循环海冰面积的减少和增加重复。

很可能这是自振动系统中出现的性质寒冷的极地海洋和地区深水形成的时刻当海冰面积达到一定值。允许世俗变化气候特征的变化所产生的这些自振有一个重要的后果:它保护的海冰消失。从之前的这个区分获得的结果,根据增加大气中的二氧化碳的浓度决定了总北部海冰的消失在第二季度的二十一世纪。给出的估计不同意这个结论。根据他们在第二季度年平均海冰面积的一分之二十世纪是减少到1.1 x 107平方公里,它变化的背景下,较慢的长期趋势。结果事实证明(参见图6.8 (b)),在21世纪的结束年平均海冰面积将达9 x 106平方公里,也就是说,它将减少与工业化前的价值相比3.4 x 106平方公里。

可以判断的可靠性估计的基础上,比较预测和实际大气二氧化碳浓度的变化监测期间(从1958年到现在)。从图6.9可以看出他们显示令人满意的协议,和他们的

图6.9大气二氧化碳的分压的变化,根据·卡根et al。(1990)。(一)计算结果在南部大气框;(b)从莫纳罗亚山天文台观测数据。

协议不仅年际变化也延伸到季节性的振荡特征。

详细信息在空间结构上的气候系统响应在大气二氧化碳的浓度逐渐增加,方可获得与海气耦合模型实验的基础上。到目前为止,四这些实验已经进行。首先是意识到与NCAR模型(华盛顿和冷缩,1989);第二,GFDL模型的修改版本(史都华牌et al ., 1989);第三,UKMO模型(墨菲,1990);第四,MPI模型(Cubasch等,1991)。我们注意,首先,这些模型的平衡响应加倍二氧化碳是不同的:当海洋表示为特定深度没有热传输的混合层,平衡灵敏度为4.5°C NCAR模型,GFDL模型4.0°C,和2.6°C的MPI模型。此外,这些模型有不同的co2倍增时间(100年NCAR模型,70年GFDL和UKMO模型,和60年MPI模型)。最后,这些模型之间的差异在各种物理过程的参数化,空间分辨率和使用一些非物质的设备(如热量的修正、淡水和动量通量在海气界面)当耦合海洋和大气的子。

尽管这些差异的海气耦合模型展览很多类似的整体特性的瞬态和空间响应。在所有情况下年度的意思是全球平均增加表面空气温度变暖由于大约60%的平衡热惰性的深海。所有的模型展示海洋变暖明显小于土地在南半球,北半球。这可能是一个更强的结果深海吸收的热量。在北半球大陆中间区域发现的最大变暖是在夏天,在冬天,北冰洋。因此,这将导致在季节性增加一半的北美和欧洲东南部和南部在北极地区季节性的减少。所有的模型预测明显变暖南极和格陵兰附近深海深对流混合发生的地方。在其他地区的海洋变暖主要局限于上面的0.5公里层。因此,海洋表面温度的变化在北大西洋北部和南极洲附近很小,甚至可能在第一个十年的模拟是负的。

没有共识关于深水生产和海洋环流的变化机制。因此,史都华牌et al。(1989),和华盛顿和米尔(1989)得出结论,增加表面温度和降水将伴随着降低深水生产增加降水+径流超过增加蒸发从而淡化海水。这并不发生在南太平洋的深水形成是由一组广泛的决定因素。此外,史都华牌et al .(1989)指出北大西洋温盐环流显著减弱,而华盛顿和米尔(1989)没有发现这一点。两种模型不同意南半球的海洋温盐环流的反应。

至于水循环的变化,他们类似于那些类似平衡实验使用模型与一个特定深度上海洋混合层。冬天,北部的土地区域降水一般高于50°N和持平或减少进一步南部。在夏季,降水量较低中纬度大陆大部分地区和增加在中美洲和东南亚。相应地,土壤湿度大于在中期大陆北部高纬度地区冬季和夏季较低。例外是印度次大陆和地中海地区。他们被一个夏天分别增加和降低冬季土壤水分。变化的模式在南半球不定义良好的,因为这些变化,及其季节性变化虽小,但是在降水减少的大部分南方亚热带海洋在冬天是显而易见的。

评估的结果与海气耦合瞬态二氧化碳的实验模型应该被记住,三个(GFDL, MPI和UKMO模型)使用过程的通量校正以免海水温度和盐度是本质上不同于目前观察到。这种修正导致实质性的通量的变化类似大小的通量。此外,这些变化往往是相反的迹象迹象的通量(联合国政府间气候变化专门委员会,1992)。因此,通量校正的使用需要,原则上,重大扭曲模型中响应小扰动,特别是与年际和年代际时间尺度扰动由大气co2的逐渐增加。另一方面,如果通量校正不应用(如NCAR模型)漂移的解决方案介绍了海气耦合大系统误差模拟。再一次,我们面临着选择:较小的罪恶?这个问题的答案并不等待:显示了Manabe et al .(1991、1992)的框架内的GFDL模型没有通量修正,模拟海洋的变化引起的大气气候逐渐增加的raybet雷竞技最新大气二氧化碳是相似的,不得受到明显影响。

我们现在比较可用的估计全球表面平均温度的增加在未来世纪获得零用钱的气候系统的热惯性。分析表6.4中给出的数据显示,这些估计不互相非常不同,尽管不同的模型和场景的工业二氧化碳的生产。这个,发现长期的一般倾向于同意气候变化特征和实证估计是鼓舞人心的。特别是,从仪器记录数据的分析(联合国政府间气候变化专门委员会、1990、1992),地表空气温度的线性趋势的1881 - 1989年期间给升温的速度为0.53°C / 100年在北部和0.52°C / 100年在南半球。根据船舶数据海洋表面温度的增加ninteenth世纪末和二十世纪下半叶是小于0.3°C在北部和0.5°C在南半球,所以整个全球海洋表面平均温度增加期间表示金额约0.4°C (0.43°C之间的时期1861 - 1900和1981 - 1990年)。陆地和海洋观测数据相结合产生一个全球平均气温上升0.47°C之间的20年期间1881 - 1900

表6.4。可能改变全球表面平均年平均气温(°C)在二十一世纪相对于其工业化前的值,生成的增加大气中二氧化碳的浓度

作者

2000年

2025年

2050年

2075年

2100年

施耐德和

0.45 - -0.80

0.90 - -1.50

1.40 - -2.25

2.20 - -3.45

_

汤普森(1981)

汉森et al。(1981)

0.2 - -0.3

0.5 - -1.0

0.7 - -2.4

0.9 - -3.4

1.2 - -4.4

迪金森(1982)

0.40

0.65

1.05

1.50

- - - - - -

施莱辛格(1983)

0.30 - -0.55

0.65 - -0.95

1.05 - -1.45

1.45 - -1.80

1.80 - -2.0

汉森et al。(1984)

0.75 - -0.90

- - - - - -

- - - - - -

- - - - - -

- - - - - -

哈维和

0.7

1.3

2.1

3.1

- - - - - -

施耐德(1985)

卡根et al。(1986)

0.46

0.72

1.02

1.73

2.43

彭et al。(1987)

0.55

0.90

1.40

1.90

- - - - - -

Budyko和以色列

1.0

1.5

1.75 - -2.25

- - - - - -

- - - - - -

(1987)

联合国政府间气候变化专门委员会(1990)

1.1

1.75

2.6

3.25

4.25

和最新的十年1981 - 1990。类似的增加在北半球和南半球分别为0.47和0.48°C。也有证据表明,尽管全球甚至没有结论性的半球尺度由于限制可用的信息的数量和质量,增强的降水高、中纬度地区和干旱的频率增加(减少土壤水分)在低纬度地区的大洲。表6.3中给出的估计不反驳这些结论。此外,如果我们考虑到,观察到的气候变化的特性不仅取决于大气二氧化碳的浓度的增加,也通过增加其他温室气体的浓度,然后计算和观察到的估计之间的差异可以被认为是可以接受的,或者至少可辩解的。当然,这并不排除的必要性预后模型的进一步完善和改进质量的预测。

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