TS.4.5 Реакция климата на радиационное воздействие

Указание вероятного диапазона и наиболее вероятного значения для равновесной чувствительности климата^[8] в этом докладе является значительным прогрессом в количественном описании реакции климатической системы на радиационное воздействие со времени ТДО, шагом вперед в решении проблем понимания, стоявших более 30 лет. Диапазон равновесной чувствительности климата – равновесного глобального среднего потепления, ожидаемого в случае сохранения концентраций CO₂ на уровне, вдвое превышающем доиндустриальный (около 550 ppm) – был задан в ТДО как 1,5°C – 4,5°C. Раньше было невозможно дать наилучшую оценку или оценить вероятность того, что чувствительность климата могла бы выпасть из упомянутого диапазона. В данной оценке применяются несколько методов ограничения чувствительности климата, включая использование МОЦАО, исследование переходной эволюции температуры (приземной, в верхних слоях атмосферы и океана) за последние 150 лет, исследование быстрой реакции глобальной климатической системы на изменения в воздействии, вызванные извержениями вулканов (см. рис. TS.25). Эти методы дополняются оценками, основанными на палеоклиматических исследованиях, таких как реконструкции измерений температур в северном полушарии за последнее тысячелетие и ПЛМ. Большие ансамбли моделей климата показали, что способность моделей имитировать текущий климат ценна для ограничения чувствительности климата. {8.1, 8.6, 9.6, вставка 10.2}

Распределение кумулятивных вероятностей чувствительности климата

Рис. TS.25. Распределение кумулятивных вероятностей чувствительности климата, выведенное из наблюдаемого потепления за ХХ век (красный), модельной климатологии (синий), косвенных источников (голубой), чувствительности климата по МОЦАО (зеленый). Горизонтальные линии и стрелки обозначают границы оценок правдоподобия, определенные в Руководящих принципах по оценке неопределенностей, прилагаемых к Четвертому докладу МГЭИК об оценках (см. вставку TS.1). {Вставка 10.2, рис. 1 и 2}

Анализ на моделях вместе с ограничениями из наблюдений показывает, что равновесная чувствительность климата, вероятно, находится в диапазоне от 2°C до 4,5°C, а значение наилучшей оценки равно около 3°C. Весьма маловероятно, чтобы она была ниже 1,5°C. Значения, существенно больше 4,5°C, исключать нельзя, однако согласованность этих значений с наблюдениями не так хороша. Плотности распределения вероятностей, выведенные из разной информации и методик, в общем имеют длинный хвост в направлении больших значений, выше 4,5°C. Анализ эволюции климата и воздействий за предыдущие столетия и модельные ансамблевые исследования не исключают, что чувствительность климата может быть даже 6°C или выше. Одним из факторов здесь является возможность небольшого результирующего радиационного воздействия в течение ХХ века, если бы косвенный охлаждающий эффект аэрозолей находился на верхнем конце их области неопределенности, aннулирyя таким образом большую часть положительного воздействия, вызванного парниковыми газами. Нет, однако, хорошо обоснованного метода оценки единой плотности распределения вероятностей по отдельным результатам с учетом разных допущений, сделанных в каждом исследовании. Отсутствие сильных ограничений на высокую чувствительность климата не дает возможности задать привязанный к 95-му процентилю или весьма вероятный диапазон чувствительности климата. {Вставка 10.2}

Благодаря улучшенному анализу и сравнению моделей друг с другом и с наблюдениями сейчас есть повышенная степень уверенности в понимании ключевых климатических процессов, важных для чувствительности. Изменения содержания водяного пара преобладают в обратных связях, влияющих на чувствительность климата, и сейчас они лучше поняты. Новые свидетельства, полученные благодаря наблюдениям и моделированию, убедительно подтверждают наличие объединенной обратной связи между водяным паром и вертикальным градиентом^[9], сила которой приблизительно равна силе, выявленной в моделях общей циркуляции (МОЦ), т.е. приблизительно 1 Вт/м² на градус повышения глобальной температуры, что соответствует около 50% усиления глобального среднего потепления. Такие МОЦ продемонстрировали способность моделировать сезонные и внутривековые колебания влажности в верхних слоях тропосферы над сушей и океаном и успешно моделировали наблюдаемые изменения приземной температуры и влажности, связанные с извержениями вулканов. Обратные связи по облакам (особенно по нижнему ярусу) остаются наибольшим источником неопределенности. Криосферные обратные связи, такие как изменения снежного покрова, как показали исследования, меньше способствуют разбросу в модельных оценках чувствительности климата, чем обратные связи по облакам или водяному пару, но они могут быть важными для региональных реакций климата в средних и высоких широтах. Новое сравнение между моделями показывает, что различия в формулировках переноса радиации также влияют на этот диапазон. {3.4, 8.6, 9.3, 9.4, 9.6, 10.2, вставка 10.2}

Улучшенное количественное представление чувствительности климата позволяет получить наилучшие оценки равновесных температур и диапазонов, которых можно было бы ожидать, если бы концентрации CO₂ стабилизировались на разных уровнях, исходя из факторов глобального энергетического баланса (см. табл. TS.5). Как и в оценке чувствительности климата, весьма вероятный верхний предел установить невозможно. Следует отметить ограничения концепции радиационного воздействия и чувствительности климата. Лишь немногие МОЦАО в ходе прогона дошли до равновесия при повышенных концентрациях CO₂, а некоторые результаты показывают, что климатические обратные связи могут изменяться в больших временных масштабах, приводя к существенным отклонениям от оценок потепления на основе равновесной чувствительности климата, выведенных из моделей слоя перемешивания океана и изменения климата в прошлом. {10.7}

Согласованность между модельными проекциями переходного изменения климата также улучшилась со времени ТДО. Диапазон переходных реакций климата (определенный как глобальная средняя приземная температура воздуха, усредненная за 20-летний период, с центром в точке удвоения концентрации CO₂ при экспериментальном повышении на 1% за год) между моделями меньше, чем диапазон равновесной чувствительности климата. Этот параметр сейчас лучше ограничен многомодельными ансамблями и сравнениями с наблюдениями: весьма вероятно, что он больше 1°C, и весьма маловероятно, что больше 3°C. Переходная реакция климата связана с чувствительностью нелинейной зависимостью таким образом, что высокая чувствительность не сразу же проявляется в краткосрочной реакции. На переходную реакцию климата сильно влияет скорость поглощения тепла океаном. Хотя модели океана стали более совершенными, систематические ошибки в моделях и ограниченные данные о температуре океана для оценки переходного поглощения тепла океаном влияют на точность текущих оценок. {8.3, 8.6, 9.4, 9.6, 10.5}