平衡反应大气二氧化碳浓度的变化
二氧化碳的主要气候的作用,以及其他一些气体,是大气中创建所谓的温室效应。后者包括以下。一方面,二氧化碳吸收短波太阳辐射弱的下行流量;另一方面,它是一个强大的即将离任的长波辐射的吸收波长范围10 - 18点。长波辐射吸收大气二氧化碳是再辐射的四面八方。向下长波辐射被地球表面吸收,因此它的温度变得更高比就没有二氧化碳和其他的温室气体。
温室效应的一个简单的估计大气的现代构成如下条件的太阳辐射吸收短波和长波发射之间的平等,也就是说,na2S0 (i - ap) = 4 iia2ot *,一个和Te地球的半径和有效的辐射温度,S0是太阳常数,ap是行星反照率和斯蒂芬玻尔兹曼常数。
假设S0 = 1370 W / m2和美联社Te«255 K = 0.3。Te的温度可以被解释为温度水平他大气中发射进入太空等于地球的排放。今天的气氛他«6公里。以来平均垂直温度梯度的对流层占5.5 K /公里,那么底层表面的温度Ts必须约等于288 K。的区别(Ts - Te)«33 K是由大气的温室效应。根据估计得到的假设辐射平衡的气氛,增加净(短波+长波)平方在对流层上部向下辐射边界的一倍大气co2浓度大约4 W / m2。大约三分之一的< 5 q是在地球表面加热;其余在对流层加热食用。这就增加了大气长波辐射发射的活跃组件(云、水、二氧化碳和其他气体),从而提高底层表面的变暖。总增加8 ts的底层表面温度引起的上述两个因素是STs«5 q / 4 t3«0.75 K。
这个估计没有考虑反馈的存在;其中的一些(包括那些在1.3节讨论)是能够改变产生的影响很大。这种情况下要求更详细的必要性分析,二氧化碳的温室效应。让我们住在这样一个分析由斯佩尔曼和Manabe(1984)使用GFDL模型。它涵盖了所有的子系统气候系统包括深海和所有现有的最详尽的分析。
稳定状态的空间分布的纬向平均温度变化导致空气和水的四倍大气二氧化碳浓度可以从图6.3。可以看到,平流层对流层冷却和加热是由于温室效应的增强。最大的空气温度上升是指出高纬度地区由于减少造成的底层表面反照率减少雪和海冰区域。这里温度上升~ 12公里,延伸到在低纬度地区,覆盖整个对流层~ 18公里。第一个情况是解释为稳定分层高纬度地区的影响,第二个由密集的对流混合在低纬度地区。
纬向平均水温增加在海洋深处。因为这发生深层温度的增加总计约7.5°C是独立的纬度。相同的海洋表面温度的变化发生在欧元区65 - 70°N面积冷深水形成所在的地方,众所周知,分层接近中性和温度扰动穿透的
HPa公里
图6.3 Latitude-altitude分布的纬向平均温度(°C)的变化对大气co2浓度增加到了原来的4倍,根据斯佩尔曼和Manabe (1984)。
HPa公里
图6.3 Latitude-altitude分布的纬向平均温度(°C)的变化对大气co2浓度增加到了原来的4倍,根据斯佩尔曼和Manabe (1984)。
底部。的增加海洋的温度在低纬度地区远远低于表面,高纬度地区由于加热表面的更少大气层。因此,总的温度增加深海大于在UML。有趣的是,最大的海洋表面温度上升发生在该地区的波兰人加热大气的表层是最大,但相反,附近的大海冰边缘(~ 75°N)。斯佩尔曼和Manabe将这一结果与北极的影响盐跃层分离温暖的寒冷和新鲜的UML和咸深层导致厚度减少的UML。但是他们的后续实验进行八大气二氧化碳浓度的增加并不反映这一特性。因此最大的海洋表面温度上升的问题附近的海冰边缘仍然开放。
纬向平均温度的变化空气和水在图6.3对应于年平均日晒。考虑它的季节性变化必须变换提到分布的纬向平均温度的空气和水,尤其是因为许多反馈(表面温度之间的反馈和雪冰反照率的封面)在本质上是季节性的。例如我们检查数值实验的结果由Wetherald和Manabe(1981)季节性变化的气候系统响应获得的大气二氧化碳的浓度翻番GFDL模型的框架内与大陆和海洋的真正地理形式的有限热容的“沼泽”。根据Wetherald Manabe(1981)纬向平均表面空气温度T的变化。d在低纬度地区是小和在年度周期中变化小(图6.4)。高纬度地区他们总是大而受到显著的季节性振荡特别是在北半球。最大地表气温上升发生在冬季当助教的值最低的开始;最低增长发生在夏天当助教的值最大。换句话说,当大气二氧化碳的浓度增加了助教的季节性振荡振幅高纬度地区大幅减少。
解释这个功能我们回想一下,表面空气温度的上升伴随着大气二氧化碳浓度的增加会导致降低海冰的面积和厚度。因此,底层表面的反射率降低,和吸收短波辐射
-
- 图6.4时空分布的纬向平均表面空气温度的变化(°C)大气co2浓度加倍,根据Wetherald Manabe (1981)。
在UML及其温度升高。但是由于大热容的UML,助教没有冰的变化大大低于它的存在;因此,Ta在高纬度地区的增加是相对小的。当对流深秋传热的海洋向大气中增加时,多余的热量在UML导致延迟的发生海冰的形成。这是一个增强青睐的海洋和大气之间的热交换,因此,加热的秋末冬初的表层。
我们已经提到,大气二氧化碳浓度的增加必须伴随着hydro-logical周期的强化,也就是说,通过增强蒸发(主要来自海洋表面)和大气中水分含量的增加和降水。所有估计的框架内获得三维气候模式(见表6.1),除了那些由盖茨et al。(1981)和米切尔(1983)指出,全球平均的年平均降水的增加。降水的减少探测到这些作者与修复海洋表面温度:常数海面温度和大气co2浓度增加,蒸发仍基本相同,尽管气温上升一点。因此,空气的相对湿度和non-convective降水减少。因此,如果估计盖茨et al。(1981)和米切尔(1983)没有考虑可以肯定,一个大气二氧化碳的浓度增加的后果是降水的增强地球作为一个整体,因此,径流的集约化发展。
增加特别大降水和径流必须出现在高纬度地区由于水分含量的增长和增强水蒸气的经向输送。这一结论,表达,可能第一次Manabe和Wetherald(1980)是所有数值实验证实了气候系统的三维模型的框架内。这对其他纬度不同,尤其是热带地区模拟结果明显不同的地方。
当考虑日晒的季节性周期大气二氧化碳的浓度上升导致增加纬向平均的值之间的差异在高纬度地区降水和蒸发和减少在低纬度地区全年(看到华盛顿et al ., 1980)。同样的情况发生在日晒的季节性周期不在。换句话说,年平均分布的纬向平均水文循环的扰动特征,有或没有免税额日晒的季节性周期,是定性相似。但日晒的存在季节性变化导致的年平均水文循环的扰动特征(特别是降水)季节性模型是低于年平均模型。
季节性变化的水文循环的扰动特征可以通过计算时空分布的纬向平均土壤含水量的变化,当大气二氧化碳的浓度增加了一倍(看到Wetherald和Manabe, 1981)。这个分布的最显著特征是土壤含水量的增加在高和北半球的温带(带30 - 70°N)在冬天和夏天减少。这最后一种情况是由温暖期的持续时间增加由于早些时候融化的雪。
注意,增强大型干燥高、中纬度大陆北部夏季2 x二氧化碳的实验证实了大多数三维模型引用在表6.1中,和不同意数值实验的结果汉森et al .(1984),华盛顿和米尔(1984、1989)和米切尔和Warrilow(1987)因为他们控制实验的土壤不是接近饱和。因此,尽管夏季增加,然而本赛季初土壤水分增加,也在加强冬季降水的结果,因此,加强夏季干燥可能不会产生。
现在,我们将分析温度变化引起的大气二氧化碳浓度的增加。这些变化的时空变异性是相同的所有气候系统的三维模型在定性而不是定量,尊重。有必要了解这些差异的原因。为此我们利用估计的变化(5 Ta) nX的全球年平均平均表面空气温度Ta时正常(现在或工业化前)X的大气co2浓度增加n次。
(STa) 2 x的值为零,纬向结构的一维热力学模型中包括的范围从0.6到3.3°C;垂直结构的一维模型(或者,正如他们也叫做,radiative-convective模型),从0.5到4.2°C;对于区域气候模型,从1.7到3.0°C;对于气候系统的三维模型,包括估计获得固定的海洋表面温度,从1.3到6.5°C(见表6.1)。估计(Sfa) 2 x的特点就是与climate-forming的考虑不同因素和不同的描述反馈模型中不同的维度。raybet雷竞技最新随着
表6.1。年平均全球平均地表气温T„(°C),降水率P(毫米/天)及其变化STa (°C)和SP / P(%)大气二氧化碳的浓度的增加,从数值实验的框架内气候系统的三维模型
表6.1。年平均全球平均地表气温T„(°C),降水率P(毫米/天)及其变化STa (°C)和SP / P(%)大气二氧化碳的浓度的增加,从数值实验的框架内气候系统的三维模型
作者 |
陆地和海洋的分布 |
模型的特征 表示日晒阴沉的海洋 |
T, |
(S ?)。 |
P |
|||||
Manabe和Wetherald (1975) |
理想化的 |
年平均 |
固定 |
“沼泽”的零 |
21.0 |
2.9 |
_ |
2.55 |
7.8 |
_ |
(分类) |
热容 |
|||||||||
Manabe和Wetherald (19801 |
相同 |
相同 |
计算 |
相同 |
21.4 |
3.0 |
5.9 |
2.58 |
7.0 |
11.6 |
Manabe和史都华牌(1980) |
现实的 |
季节性 |
固定 |
“沼泽”的有限的 |
15.0 |
- - - - - - |
4.1 |
2.69 |
- - - - - - |
6.7 |
热容 |
||||||||||
Wetherald和Manabe (1981) |
理想化的 |
年平均 |
相同 |
相同 |
16.0 |
- - - - - - |
6.0 |
2.35 |
- - - - - - |
12.8 |
(分类) |
||||||||||
相同 |
季节性 |
相同 |
相同 |
16.8 |
- - - - - - |
4.8 |
2.40 |
- - - - - - |
10.0 |
|
施莱辛格(1984) |
现实的 |
年平均 |
计算 |
“沼泽”的零 |
17.9 |
2.0 |
- - - - - - |
2.73 |
5.1 |
- - - - - - |
热容 |
||||||||||
盖茨et al。(1981) |
相同 |
季节性的, |
相同 |
规定的时空 |
14.8 |
0.2 |
0.4 |
2.69 |
-1.5 |
-3.3 |
占 |
分布的海 |
|||||||||
日 |
表面温度 |
|||||||||
振荡 |
||||||||||
米切尔(1983) |
相同 |
相同 |
固定 |
相同 |
12.3 |
0.2 |
- - - - - - |
2.83 |
-2.5 |
- - - - - - |
华盛顿和米尔(1983) |
相同 |
年平均 |
相同 |
“沼泽”的零 |
11.7 |
1.3 |
2.7 |
3.67 |
2.7 |
6.5 |
热容 |
||||||||||
相同 |
相同 |
计算 |
相同 |
11.7 |
1.3 |
3.4 |
3.66 |
3.3 |
6.0 |
|
华盛顿和米尔(1984) |
相同 |
季节性 |
相同 |
“沼泽”的有限的 |
14.4 |
3.5 |
- - - - - - |
3.3 |
7.1 |
- - - - - - |
热容 |
||||||||||
斯佩尔曼和Manabe (1984) |
理想化的 |
年平均 |
固定 |
现实的海洋 |
14.4 |
3.2 |
5.4 |
2.08 |
7.7 |
14.4 |
(分类) |
占热 |
|||||||||
运输 |
||||||||||
Manabe和布莱恩(1985) |
相同 |
相同 |
相同 |
“沼泽”的有限的 |
5.2 |
6.5 |
13.1 |
- - - - - - |
- - - - - - |
- - - - - - |
热容 |
||||||||||
汉森et al (1984) |
现实的 |
季节性的, |
计算 |
“沼泽”有限的热量 |
14.2 |
4.2 |
_ |
3.2 |
11.0 |
- - - - - - |
占 |
能力与规定 |
|||||||||
周日振荡 |
热传输 |
|||||||||
Wetherald和Manabe (1986) |
相同 |
季节性 |
相同 |
“沼泽”的有限的 |
14.8 |
4.0 |
- - - - - - |
2.9 |
8.7 |
- - - - - - |
热容 |
||||||||||
威尔逊和米切尔(1987) |
现实的 |
季节性的, |
计算 |
“沼泽”有限的热量 |
- - - - - - |
5.2 |
- - - - - - |
- - - - - - |
15.0 |
- - - - - - |
占 |
能力与规定 |
|||||||||
周日振荡 |
热传输 |
|||||||||
米切尔和Warrilow (1987) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
5.2 |
- - - - - - |
- - - - - - |
15.0 |
- - - - - - |
Wetherald和Manabe (1988) |
相同 |
季节性 |
固定 |
“沼泽”的有限的 |
- - - - - - |
4.0 |
- - - - - - |
- - - - - - |
9.0 |
- - - - - - |
热容 |
||||||||||
施莱辛格和赵(1989) |
相同 |
相同 |
计算 |
相同 |
- - - - - - |
2.8 |
- - - - - - |
- - - - - - |
8.0 |
- - - - - - |
华盛顿和米尔(1989) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
4.0 |
- - - - - - |
- - - - - - |
8.0 |
- - - - - - |
戈登和狩猎 |
相同 |
季节性的, |
相同 |
“沼泽”有限的热量 |
- - - - - - |
4.0 |
- - - - - - |
- - - - - - |
7.0 |
- - - - - - |
(见90年联合国政府间气候变化专门委员会) |
占 |
能力与规定 |
||||||||
周日振荡 |
热传输 |
|||||||||
米切尔et al (1989) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
3.5 |
- - - - - - |
- - - - - - |
9.0 |
- - - - - - |
布尔et al。(参见90年联合国政府间气候变化专门委员会) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
3.5 |
- - - - - - |
- - - - - - |
4.0 |
- - - - - - |
Oglesby和萨尔兹曼(1990) |
相同 |
季节性 |
相同 |
“沼泽”的有限的 |
- - - - - - |
3.8 |
- - - - - - |
- - - - - - |
- - - - - - |
- - - - - - |
热容 |
||||||||||
McAvaney et al。(参见90年联合国政府间气候变化专门委员会) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
4.2 |
- - - - - - |
- - - - - - |
8.3 |
- - - - - - |
王等(见90年联合国政府间气候变化专门委员会) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
4.2 |
- - - - - - |
- - - - - - |
8.3 |
- - - - - - |
迪克斯等(见90年联合国政府间气候变化专门委员会) |
相同 |
季节性的, |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
4.8 |
- - - - - - |
- - - - - - |
10.0 |
- - - - - - |
占 |
||||||||||
周日振荡 |
||||||||||
华盛顿和米尔(1991) |
相同 |
季节性 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
4.5 |
- - - - - - |
- - - - - - |
5.0 |
- - - - - - |
王et al。(参见92年联合国政府间气候变化专门委员会) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
3.9 |
- - - - - - |
- - - - - - |
6.9 |
- - - - - - |
勒治疗等(见92年联合国政府间气候变化专门委员会) |
相同 |
相同 |
相同 |
相同 |
- - - - - - |
5.3 |
- - - - - - |
- - - - - - |
8.0 |
- - - - - - |
注意:观测值Ta和P等于14.2分别为加州大学和2.65毫米/天。破折号表示不可用的信息。
注意:观测值Ta和P等于14.2分别为加州大学和2.65毫米/天。破折号表示不可用的信息。
分辨率和模型的复杂性似乎反馈效应的描述应该更高的准确性和可能的值的范围(STa) 2 x应该更少。但这并不发生原因如下。
关键是,即使是三维模型不同于彼此的混浊和描述的方法大气中对流的,热惰性和热传输的海洋。域的大小也不一样,在地表的地形,在陆地和海洋的分布,空间分辨率,在规定的外部参数值(太阳常数,土地和海冰反照率,等等)。最后,他们需要或不考虑日晒的季节性变化。让我们考虑的方式的主要区别影响估计STa的框架内获得三维气候模式。
朦胧。大气二氧化碳浓度的增加伴随着阴沉的增加在低对流层和平流层的高纬度地区,并通过减少各级朦胧在温带和低纬度对流层。这种变化在朦胧中发现所有数值实验使用三维模型由朦胧的依赖相对的空气湿度。的确,表面空气温度的增加会导致当地蒸发的集约化和空气绝对湿度的增加。的条件下稳定分层绝对湿度的变化主要发生在对流层较低。因为温度变化降低高度,很明显,空气相对湿度,因此,云将在最稳定的增加明显分层对流层的高纬度地区。增加相对湿度低平流层显然与增强层的水分转移到对流层顶由于减弱水压稳定。至于降低相对湿度的对流层和温带纬度低,这是由于上升的强化,下行抑制,由于增加垂直运动热释放在水蒸气相变。自增强向上流动的相对湿度是有限的(相对湿度不能超过100%)和下行流不是减少,那么面积加权平均值的相对湿度、云量的减少。
上面给出的解释是有效的在那些情况下水分凝结的过程,云的形成和对流降水参数化的限制相对湿度。但如果云决定用另一种方式(云水)说,通过使用一个方程或一些更复杂的云辐射特性变化与云含水量相关的参数化和/或温度应用云分布的定性特征保存但可以用其他原因来解释(说,通过冷却对流层上层的,后续加强对流混合,然后通过增加水蒸气含量、相对湿度和云在上部和下部的减少对流层)。
我们现在可用的估计阴沉的影响在全球平均地表气温的敏感性增加大气二氧化碳的浓度。根据Manabe Wetherald (1980) (^ ra) 2 x的值在考虑辐射和云之间的反馈只增加了0.1°C。换句话说,增强吸收长波辐射在大气中由朦胧的增加几乎完全补偿的短波太阳辐射减少由于行星反照率的增加。华盛顿和米尔(1983)到达相同的结论,根据害怕(Ta) 2 x的值固定和云计算是约等于,的值(< Sra) 4 x在第二种情况下更大的比在第一种情况下0.7°C。不同的结果得到GFDL模型的框架内使用的现实地理海洋的大陆和表示形式的有限热容的“沼泽”。原来后续翻倍大气co2浓度的伴随着阴沉的变化几乎是一模一样的四大气co2浓度增加和固定阴沉:(< 5 fa) 2 x = 4.0°C在第一种情况下,和(< Sfa) 4 x = 4.1°C在第二种情况下。我们注意到,估计Manabe史都华牌(1980)和Wetherald Manabe(1986)得到零用钱日晒的季节性变化而前面提到的没有。因为这种区别的影响辐射和云之间的反馈可以关联到一个更为显著增加阴沉低对流层的高纬度地区的季节性变化的情况不考虑而不是考虑的情况。
在日晒季节性变化。根据Wetherald Manabe(1981),日晒的季节性周期的津贴,所有其他条件相同的情况下,结果在一个害怕(ra) 4 x下降了1.2°C。正如上面已经提到的,这减少季节性模型的灵敏度与雪和海冰的消失在高纬度地区夏天在一段时间的最大的日晒。相反的变化(STa) nX获得由汉森et al .(1984)和华盛顿和米尔(1983、1984),他确定,零用钱日晒导致的季节性变化下降(dTa) 4 x 0.3°C,分别为2.2°C。不一致的估计是由不同的云参数化和演示的土地和海洋:估计Wetherald和Manabe(1981)符合固定的阴沉和陆地和海洋的理想化的分布,同时估计汉森et al。(1984),和华盛顿和米尔(1983、1984)结果从云计算和利用陆地和海洋的真实分布。但不是不可能,日晒的季节性变化的影响在过去的三个作品引用被其他的模型之间的区别,尤其是不同的海洋的热容。
热惯性的海洋。看来,这并不影响的津贴平衡反应气候系统的,虽然这句话只对海洋的情况表示为有限热容的“沼泽”,和季节性(一般来说,任何其他)振荡气候特点缺席。否则,零用钱的热惯性海洋必须导致振幅和相位的变化振荡季节性气候变化特征,减弱或增强的反馈,从而转换的气候系统的平衡响应外部强迫。
第一个预测的气候影响的大气二氧化碳浓度的增加近似海洋的形式获得的“沼泽”与零热容Manabe和Wetherald(1975)的框架内纬向和三维模型。根据他们和其他作者使用类似的海洋,(ta) 5 2 x的值变成了不同范围内从1.3到3.9°C。在其他情况下海洋热容假定等于无穷大(这相当于修复海洋表面温度)、(STa) 2 x约0.2°C据盖茨et al。(1981)和米切尔(1983)。这么小的值(Sfa) 2 x是由于忽视海洋表面温度和水蒸气之间的反馈内容在大气中。当你考虑有限热容的海洋及其处方等于UML的热容,(STa) 2 x的值变化从2.2°C McAvaney et al。(参见90年联合国政府间气候变化专门委员会)根据Manabe 6.5°C和布莱恩(1985),和(< 5 fa) 4 x的变化从4.1°C根据Manabe和哈恩(1977)到13.1°C根据斯佩尔曼和Manabe (1984)。最后,在深海的过程被认为是,Manabe和布莱恩
(1985)和斯佩尔曼和Manabe(1984)推荐(< 5 rj2x = 3.2°C和(< S7;) 4 x = 5.4°C。
给出的估计指出,中国政府强大的影响力,海洋热惰性表面空气温度的敏感性增加大气中二氧化碳的浓度。不幸的是,他们得到连同其他一些climate-forming因素同时变化(见表6.1),因此很难获取更详细的信息。raybet雷竞技最新
热传输的海洋。很明显从总论零用钱海洋的热传输(主要是在子午方向)必须伴随着海洋表面温度上升在高纬度地区,海冰面积的减少,地表空气温度的增加和减少在大陆在白雪覆盖的地区。积雪的位移边界和海冰覆盖到高纬度地区必须导致削弱表面空气温度之间的反馈和底层表面的反射率。事实上,由于日晒和纬圈的长度随纬度的增加,位移的积雪和冰川到高纬度地区的边界必须导致下降吸收太阳辐射变化,因此,在底层表面的温度变化和表面大气层。因此,零用钱的经向热传输海洋中必须减少表面空气温度敏感性的增加大气中二氧化碳的浓度。
证实这些定性参数估计斯佩尔曼和Manabe(1984),根据它的值(c5fa) 4 x海洋中的热传输时仅考虑原来是0.58的,当这不是考虑(见表6.1)。类似的结果是获得了0.5维热力学模型的框架内的5.5节中描述的大气系统:(< 5 fa) 2 x的值等于2°C时近似形式的海洋的“沼泽”零热容会减少超过两倍当处方有限热容(实际的深度),考虑到海洋的经向热传输。我们注意到,根据数据的斯佩尔曼和Manabe(1984),热传输的影响在海洋的纬向平均表面空气温度变化四倍大气co2浓度的体现主要在高纬度地区(图6.5)。正是由于这种表面空气温度的变化高低纬度不同于对方时要少得多海洋热传输被认为是比k k
-
- 图6.5经向分布的纬向平均表面空气温度对大气co2浓度增加到了原来的4倍(1)和(2)不允许热传输的海洋,根据斯佩尔曼和Manabe (1984)。
当它不是。换句话说,由于阻尼的影响,海洋,平滑的纬向分布在空气中表面温度发生变化。
一般来说,当估计气候系统对大气co2的浓度的增加,它应该记住一个复制的准确性依赖现在的气候。raybet雷竞技最新从图6.6可以看出,的值(dTa) nX减少Ta由于收缩增加海上冰雪覆盖区域和相应的削弱助教之间的反馈和底层表面的反射率。之间存在很强的依赖5 Ta和Ta正常的大气co2浓度变化表明,正是这个原因dTa热传输的情况下考虑到海洋中。事实上,根据斯佩尔曼和Manabe(1984),助教的正常的大气二氧化碳浓度,海洋中的热传输的免税额,相当于14.4°C,而没有考虑运输它仅相当于5.2°C,即海洋热传输的影响(3 Ta) nX蒙面的年平均全球平均地表气温的变化对正常的大气二氧化碳浓度。
估计热传输的影响海洋中我们将图6.6,Ta的依赖在大气二氧化碳的浓度与显示,不顾我们感兴趣的因素。根据这个图,全球表面平均年平均空气温度Ta =观察到如果大气二氧化碳的浓度相当于X和海洋热传输时考虑~ 2.7 X的时候
细胞色素氧化酶浓度。
图6.6全球平均地表气温助教作为大气二氧化碳的浓度的函数,根据Manabe和布莱恩(1985)。曲线(1)和(2)是有或没有获得津贴热传输的海洋。
细胞色素氧化酶浓度。
图6.6全球平均地表气温助教作为大气二氧化碳的浓度的函数,根据Manabe和布莱恩(1985)。曲线(1)和(2)是有或没有获得津贴热传输的海洋。
它不考虑。的变化与大气co2浓度增加dTa从X到2 X在第一种情况下,从2.7 X 5.4 X在第二种情况下,分别等于2.8和5.4°C。之间的区别(- 2.6°C)这些值作为衡量海洋热传输的直接影响的敏感性Ta大气co2浓度加倍。
顺便说一句,我们注意到一个有趣的特性图6.6:海洋的热传输减少Ta的敏感性与大气co2浓度的增加从X到8 X并增加其灵敏度与减少大气二氧化碳的浓度从X X / 2。Manabe和布莱恩(1985)解释了这种敏感性增加以下方法:减少大气二氧化碳的浓度导致表面空气温度和海洋表面温度下降,疲软的海洋和大气之间的热交换高纬度地区和对流混合冷深水领域的形成,减少在上升流的经向热传输速度和海洋,,最后,在海冰的面积的增加,也就是说,一个增强的反馈助教和底层表面的反射率之间的关系。
从上面很清楚,正确的测定灵敏度是不可能没有足够的繁殖的观察全球表面平均年平均气温。但并不是所有可用的估计满足这个要求(见表6.1)。此外,即使是满足,这并不意味着不扭曲平均值模型和其他气候的时空分布特征。例如,尽管小差别的价值获得的年平均地表气温Manabe和史都华牌(1980),和Wetherald Manabe(1986),和他们接近Ta的观测值(见表6.1),估计(5 fa) 2 x的作品是两次提到提到的第二工作(如果(STa)确定2 x (ST, a) 4 x / 2)。这不仅可以导致拒绝一个假设在修复暗晦也增加海冰面积在南半球。
因此,任何模型旨在检查灵敏度必须复制(而且很精确)所有当今气候的主要特征。raybet雷竞技最新否则,获得可靠的估计将会破灭的希望无论复杂模型的基础。
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