TS.5.5 气候过程及其时间尺度对长期预 估的影响

在辐射强迫稳定后，气候变化幅度预计大约在0.5－0.6°C上下，大都可能发生在下个世纪。在对20世纪气候进行模拟、并运算了后100年的情景之后，当将温室气体和气溶胶稳定在2000年的水平时，多模式均值显示，同1980－1999年相比，2100年的变暖约为0.6°C(见图TS.32)。假如在达到这些稳定值后，21世纪的排放呈现B1或A1B的情景特点，那么在实现稳定后的额外变暖幅度是相似的，约0.5°C，主要发生在随后的几百年中。{10.3, 10.7}

SRES平均地表变暖预估

图TS.32. 地表变暖的多模式均值(同1980－1999年基准期相比)，SRES情景A2(红)，A1B(绿)和B1(蓝)，显示为20世纪模拟的延续。后两个情景值延续至2100年以后，强迫保持不变(持续的气候变化的定义见框图TS.9)。另一试验(强迫保持在2000年的水平)结果也展示在图中(橙色)。这些时间序列已剔除了相应控制运算的线性趋势。图中线条为多模式的平均值，阴影部分为±1标准偏差区间。不同时段的不连续性没有物理意义，其原因是运算某个特定情景的模式的数量在每个时段和情景均存在差异(模式数量见本图)。基于同样的原因，不应当用本图解释各情景之间的不确定性(不确定性估算见10.5节)。{图10.4}

气候变化和碳循环间的正反馈幅度还存在不确定性。这导致了实现某一特定大气CO2浓度的稳定水平所需的CO2排放轨迹的不确定性。根据现有对气候－碳循环反馈的认识，模式研究显示，为了将CO2稳定在450ppm，21世纪的累计排放可能需要从约670[630-710]GtC的模式均值降低至约490[375-600]GtC。同样，如果要将CO2稳定在1000ppm，该反馈可能会使累计排放从约1415[1340-1490]GtC的模式均值降低至约1100[980-1250]GtC。{7.3, 10.4}

假如辐射强迫能够稳定在2100年A1B的浓度水平上，热膨胀一项就会使海平面在2300年前上升0.3－0.8米(同1980–1999年相比)，其后由于将热融入深海的过程缓慢，上升趋势仍将以递减的速度保持多个世纪。{10.7}

预估格陵兰冰盖的退缩在2100年后仍将继续促使海平面上升。如果稳定在2100年A1B的浓度，预计由于热膨胀，海平面每世纪的上升速度是0.03-0.21米。假如在千年内，同工业化前相比，全球平均变暖为1.9°C-4.6°C，格陵兰冰盖将大部分消失，仅在山地有残余冰川。这将使海平面上升7米，而且可能不可逆转。这样的温度同反演的125,000年前的末次间冰期的温度相当，古气候资料显示当时极地冰范围缩小，海平面上升了4-6米。{6.4, 10.7}

当前模式没有包括动力学过程，但是观测显示，动力学过程可能增加冰盖对变暖的脆弱性，增大未来的海平面上升的幅度。当前对这些过程的认识有限，而且其可能的强度也无一致结论。{4.6, 10.7}

当前全球模式研究预估，南极洲冰盖将不会发生大范围的表面融化，并且由于降雪增加，其质量将增加。但是，如果在冰盖的物质平衡中动态冰流溢出成为主导，则可能出现净冰物质损失。{10.7}

虽然用于评估运算的各个模式均未显示，在21世纪大西洋经向翻转环流(MOC)可能出现突然中断，但一些降低复杂程度的模式显示，MOC的中断可能是变暖到达一定程度后的长期响应。但是，现在无法对这种可能性进行可靠的评估。为数不多的复杂程度不同的模式模拟显示可能发生百年尺度的环流减缓。如果辐射强迫实现稳定，MOC可能恢复，但需要数百年时间。通过系统模式比较研究，已经建立了一些导致分析海洋对气候变化(特别是海洋热吸收)响应模式间差异的重要过程。{8.7, FAQ 10.2, 10.3}