Изменение климата и характеристик наземных экосистем при наличии антропогенного и естественного воздействия

Елисеев, Алексей Викторович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Изменение климата и характеристик наземных экосистем при наличии антропогенного и естественного воздействия
ВАК РФ 25.00.29, Физика атмосферы и гидросферы

Автореферат диссертации по теме "Изменение климата и характеристик наземных экосистем при наличии антропогенного и естественного воздействия"

004616952

На правах рукописи

Елисеев Алексей Викторович

ИЗМЕНЕНИЕ КЛИМАТА И ХАРАКТЕРИСТИК НАЗЕМНЫХ ЭКОСИСТЕМ ПРИ НАЛИЧИИ АНТРОПОГЕННОГО И ЕСТЕСТВЕННОГО ВОЗДЕЙСТВИЯ

25.09.29 — Физика атмосферы и гидросферы

Автореферат

диссертации на соискание учёной степени доктора физико-математических паук

Москва — 2010

- 9 ЛЕН 2010

004616952

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте физики атмосферы им. A.M. Обухова РАН.

Официальные оппоненты доктор физико-математических наук, профессор

Семёнов Сергей Михайлович

доктор физико-математических наук Володин Евгений Михайлович

доктор физико-математических наук Рубинштейн Константин Григорьевич

Ведущая организация Институт вычислительной математики и математической геофизики СО РАН

Защита состоится « I>fWV->_ 9011 г я \ \ ■ Cfflu

на заседании Диссертационного совета Д 002.096.01 в Учреждении Российской академии наук Институте физики атмосферы им. A.M. Обухова РАН по адресу: 119017, г. Москва, Пыжевский пер., д. 3.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института физики атмосферы им. A.M. Обухова РАН.

Автореферат разослан

_ 9П \о г.

Ученый секретарь

Диссертационного совета Д 002.096.01

кандидат географических наук

Л.Д. Краснокутская

Общая характеристика работы

Актуальность работы

Климатическая система, наряду с физическими компонентами — атмосферой, океаном, деятельным слоем суши и криосферой, включает в себя и экосистемы. При этом экосистемы являются составной частью каждой из указанных физических компонент климата, оказывая влияние на климатические характеристики на большом спектре пространственных и временных масштабов.

Традиционно взаимодействие климата и экосистем подразделяется на биогеофизические и биогеохимические процессы. Биогеофизическое взаимодействие обусловлено влиянием состояния экосистем на альбедо поверхности, интенсивности турбулентного переноса тепла и влаги между атмосферой и деятельным слоем почвы и высотой шероховатости земной поверхности. В частности, замена лесов умеренного пояса и бореальных лесов на травяную и кустарниковую растительность способствует развитию охлаждающего климатического радиационного возмущающего воздействия (РВВ, в ряде публикаций используется также синонимичный термин "радиационный форсинг"). Биогеохимическое взаимодействие между климатом и экосистемами обусловлено вовлечённостью экосистем в ряд биогеохимических циклов, определяющих, в частности, содержание радиациопно-активных примесей в атмосфере, прежде всего С02.

Принципиально важным для взаимодействия климата и экосистем является то, что оно является двунаправленным: как состояние экосистем определяется, в том числе, состоянием климата, так и климатические характеристики зависят от состояния экосистем. Последнее можно проиллюстрировать на примере углекислого газа в атмосфере. Значение концентрации СОг в атмосфере ?со2 зависит, в частности, от интенсивности поглощения углекислого газа из атмосферы океаном и наземными экосистемами. Это поглощение определяется, в том числе, состоянием климата, изменяющим продуктивность экосистем, интенсивность почвенного дыхания, а также растворимость углекислого газа в океане. В свою очередь, значение дсог определяет парниковое РВВ и, следовательно, климатический отклик. Двунаправленность взаимодействия климата и экосистем позволяет ввести понятие обратной связи между климатом и углеродным циклом и ввести соответствующий параметр обратной связи. В частности, с климатической моделью, в явном виде учитывающей углеродный цикл, можно провести два численных эксперимента. В одном из них (обозначаемом индексом с) используется полная версия модели. Второе интегрирование (обозначаемое индексом и) проводится с версией, в которой не учитывается влияние изменений климата на состояние углеродного цикла. В этом случае параметр обратной связи между климатом и углеродным циклом определяется в виде

/со3 = (1)

9соа ~~ ясо-,,4

а коэффициент усиления обратной связи между климатом и углеродным циклом — в виде

ffco2 = (/со* - 1) //coj- (2)

Здесь ?со2,о ~ начальное значение qco2 Для двух указанных численных экспериментов. В случае /coj > 1 (что эквивалентно дсо2 > 0) обратная связь между климатом и углеродным циклом является положительной, при /СОг < 1 (или дсо2 < 0) — отрицательной. В первом случае взаимодействие климата и углеродного цикла усиливает накопление углекислого газа в атмосфере и, следовательно, климатический отклик. Во втором, наоборот, в полной модели (с) при одних и тех же антропогенных эмиссиях ССЬ увеличение доо2,о и T0ií оказывается меньшим, чем в модели с односторонней связью (и). Для абсолютного большинства современных климатических моделей с углеродным циклом (например, для моделей проекта С4М1Р (Coupled Climate-Carbon Cycle Inteicomparison Project)) характерна положительность обратной связи между климатом и углеродным циклом.

За последние 150 лет по инструментальных наблюдений отмечается рост глобальной приповерхностной температуры. Согласно Четвёртому отчёту Международной группы экспертов по изменению климата (МГЭИК) линейный тренд температуры атмосферы у поверхности при глобальном осреднении за XX век составляет 0.6 ±0.2 К/столетие. Регионально и по отдельным сезонам потепление может быть ещё более значительным. Так, в большой части Евразии и Северной Америки коэффициент линейного тренда Та превышает 1.5 К/столетие. Существенные изменения отмечаются не только для температуры, но и для других климатических характеристик, напрямую влияющих на состояние экосистем. В частности, отмечаются статистически значимые изменения количества осадков и частоты их выпадения и влагосодержания почвы. Для России особенно важными представляются тенденции уменьшения увлажнения в основных регионах сельскохозяйственного производства на юге Европейской части и запада Сибири, а также общий рост осадков в северной части страны. Ещё более значимые изменения климата ожидаются в XXI веке. Такие климатические изменения могут способствовать как увеличению, так и уменьшению продуктивности экосистем, а также смещению границ их ареалов.

Взаимодействие климата и экосистем, в принципе, способно заметно изменить климатический отклик на внешние воздействия. Более того, взаимодействия климата и экосистем само может привести к климатическим изменениям. В частности, особенности системы "климат-растительность" в регионе Сахары приводят к наличию мультистабильности климата в этом регионе, что, в свою очередь, могло служить причиной опустынивания Сахары в середине голоцена, известного по данным палеореконструкций. Взаимодействие климата и экосистем может привести к появлению множественных положений равновесия системы. Выделение метана из экосистем могло служить причиной резкого потепления климата 55 млн. лет назад.

Для России, более половины площади которой покрыто лесами, влияние взаимодействия климата и экосистем на состояние климатической системы представляется особенно важным. В частности, российские леса в настоящее время служат значительным стоком антропогенного углерода из атмосферы, способствуя стабилизации климата.

Следует иметь в виду, что количественные характеристики взаимодействия климата и экосистем в настоящее время существенно различаются между разными моделями, что было продемонстрировано, например, в проектах сравнения климатических моделей CMIP и LUCID (Land-Use and Climate, Identification of Robust Impacts). Как следствие, для оценки неопределённости, возникающей из-за недостаточного знания значений управляющих параметров, целесообразна постановка численных экспериментов в ансамблевой форме, которая позволяет проводить оценки будущих изменений характеристик климатической системы не только в терминах "средней" (часто интерпретируемой как "наиболее вероятной") траектории, но и интервала неопределённости (например, доверительного интервала или стандартного отклонения) таких оценок. Более того, неопределённость оценки будущих изменений климата может возникать не только вследствие неопределённости значений управляющих параметров используемой математической модели, но и из-за недостаточной точности знания начальных условий интегрирования, сценариев антропогенного воздействия или структурной неопределённости (связанной с недостаточным знанием структуры определяющих уравнений и расчётных алгоритмов задачи). Таким образом, целесообразна постановка специальных ансамблевых численных экспериментов с климатическими моделями, в которых те или иные параметры моделей варьируются систематическим образом.

Цели работы

1. Разработка иерархии моделей различной сложности, описывающих взаимодействие климата и экосистем на масштабах от десятилетия до нескольких тысячелетий.

2. Физическое описание механизмов взаимодействия климата и экосистем на указанных масштабах.

3. Количественная оценка влияния взаимодействия климата и экосистем на климатические изменения последних нескольких столетий и XXI века.

Оценка неопределённости изменений характеристик состояния климата и экосистем в XXI веке, связанная с неопределённостью взаимодействия между ними.

Методы исследования

Основные результаты диссертационной работы были получены с использованием климатической модели (КМ), разработанной и развиваемой в Институте физики атмосферы им. A.M. Обухова РАН (ИФА РАН) при непосредственном участ ии актора. КМ ИФА РАН — единственная российская модель, относящаяся к классу моделей промежуточной сложности. Она также, наряду с моделью общей циркуляции Института вычислительной математики РАН, является одной из двух российских трёхмерных климатических моделей, включающей в себя блоки атмосферы, океана и углеродного и метанового циклов (см. ниже).

КМ ИФА РАН включает в себя блоки переноса коротковолновой и длинноволновой радиации, конвекции, образования облаков и осадков. В настоящее время в схеме переноса коротковолновой радиации учитывается влияние альбедо поверхности, характеристик облачности, водяного пара, озона и тропосферных сульфатных аэрозолей. В блоке переноса длинноволновой радиации учитывается температура и влажность атмосферы, облачность, углекислый газ, метан, закись азота и фреоны. Крупномасштабная динамика атмосферы (с масштабом больше синоптического) описывается явно. Синоптические процессы параметризованы в предположении гауссовости их ансамблей. Последнее позволяет существенно уменьшить время, необходимое для расчётов с моделью. В частности, при использовании единственного ядра процессора Intel Core2 Quad Q9400 необходимое время интегрирования КМ ИФА РАН на один модельный год составляет до 22 с в зависимости от версии модели. Характеристики морского льда в КМ ИФА РАН рассчитываются диагностически в зависимости от приповерхностной температуры атмосферы и температуры поверхности океана. В рамках работы над материалом, включённым в диссертационную работу, КМ ИФА РАН была дополнена блоками углеродного и метанового циклов. В расчётах с моделью, включённых в главы 8-10, использовалась версия КМ ИФА РАН с детальным блоком процессов термо- и гидрофизики почвогрунта с 240 уровнями по вертикали. Горизонтальное разрешение версий КМ ИФА РАН, использованных в диссертационной работе, составляет 4.5" широты и 6" долготы с 8 уровнями по вертикали в атмосфере (вплоть до 80 км) и 3 уровнями в океане.

нескольких столетий (в том числе — наблюдавшиеся в XX веке). Изменения характеристик состояния климата и экосистем в КМ ИФА РАН при различных сценариях антропогенного воздействия на климат в XXI веке также находятся внутри интервала, получающегося по расчётам с другими современными моделями климата.

Вычислительная дешевизна КМ ИФА РАН позволяет эффективно проводить ансамблевые численные эксперименты с моделью, анализируя зависимость полученных результатов в зависимости от начальных условий, управляющих параметров модели или сценариев внешнего воздействия на систему.

В диссертации при постановке численных экспериментов использовались наиболее современные реконструкции антропогенного воздействия на климат и сценарии будущих климатических изменений. Расчёты главы 2 проводились с идеализированными сценариями антропогенного воздействия на климат с целью большей наглядности полученных результатов.

Особенностью представленной диссертационной работы является широкое использование ансамблевой постановки численных экспериментов с изменением начальных условий интегрирования, сценариев внешнего воздействия на климат и управляющих параметров модели. Следует отметить, что такие численные эксперименты требуют значительных вычислительных затрат. В частности, суммарная длина численных экспериментов с КМ ИФА РАН, анализируемых в работе, равна 698 581 модельных года. Расчёты такой длительности с детальными моделями общей циркуляции весьма затруднительны. Это обуславливает использование климатической модели промежуточной сложности дая целей диссертационной работы.

В работе используются методы анализа ансамблевых численных экспериментов. Они основаны либо на диаграммах Тэйлора, либо на байесовой статистике.

В главе 2 физическая интерпретация полученных результатов производится также с использованием боксовой модели, включающей в себя энергобалансовую модель климата и авторскую глобально-осреднённую модель углеродного цикла.

Основные положения выносимые на защиту

На защиту выносятся:

1. Разработанная автором пространственно-распределённая модель наземного углеродного цикла, включённая в климатическую модель ИФА РАН.

2. Разработанная автором глобально-осреднённая модель углеродного цикла, включённая в климатическую модель ИФА РАН.

3. Выявление временных периодов, характеризующих интенсивность обратной связи между климатом и углеродным циклом.

4. Выявление эффекта транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом при продолжении антропогенных эмиссий СОг в атмосферу.

5. Выявление слабости ограничений, налагаемых на совместные модельные климата и углеродного цикла существующими данными об изменениях характеристик климата и углеродного цикла.

6. Оценка влияния на климат обратной связи между климатом и метановым циклом за счёт изменения эмиссий метана болотными экосистемами.

7. Оценка климатического влияния механизмов изменения альбедо поверхности суши при землепользовании.

8. Оценка неопределённости изменений климата и состояния экосистем в XXI веке, связанной с неопределённостью значений управляющих параметров наземной биоты и сценариев изменения площади сельскохозяйственных угодий.

Научная новизна

• Разработана и верифицирована модель наземного углеродного цикла, сочетающая в себе современную формулировку, основанную на функциональных типах растительности, и вычислительную эффективность. Модель в дальнейшем может быть расширена учётом взаимодействия углеродного цикла и циклов других химических элементов (азота, фосфора, и т.д.).

• Впервые в численных экспериментах с климатической моделью выделены временные периоды, характеризующих интенсивность обратной связи между климатом и углеродным циклом.

• Впервые в численных экспериментах с климатической моделью выявлен эффект транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом. С использованием моделей различной степени сложности показано, что проявление этого эффекта обусловлено логарифмической зависимостью радиационного возмущающего воздействия углекислого газа от его концентрации в атмосфере.

• Впервые проведён систематический анализ неопределённости знака и интенсивности обратной связи между климатом и углеродным циклом, связанный с неопределённостью значения управляющих параметров системы, и строго показано, что уровень точности современных данных для характеристик климата и состояния экосистем недостаточен даже для определения знака этой обратной связи.

• Впервые получена оценка климатической эффективности обратной связи между климатом и метановым циклом.

• В численных экспериментах с климатической моделью впервые показано влияния изменения площади сельскохозяйственных угодий на изменение климата соответствующих регионов. В частности, уменьшение осадков в этих регионах связано с увеличением площади сельскохозяйственных угодий в них.

• Впервые проведено сравнение климатической эффективности механизмов воздействия землепользования, связанных с изменением альбедо поверхности, при реалистичных сценариях антропогенного воздействия на климатическую систему.

• Впервые показано, что неопределённость будущих антропогенных воздействий на климат, связанная с неопределённостью будущих сценариев землепользования, хотя и заметно влияет на характеристики состояния наземных экосистем, лишь немного изменяет содержание углекислого газа в атмосфере в XXI веке и состояние климата.

• Впервые количественно оценена неопределённость изменений климата в XXI веке, связанная с неопределённостью значений управляющих параметров наземной биоты.

Научная и практическая значимость

• Разработанная глобалыю-осредаённая климатическая модель с углеродным циклом используется в курсах лекций "Основы теории климата" , читаемых на кафедре физики атмосферы физического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова и на кафедре термогидромеханики океана факультета аэрофизики и космических исследований Московского физико-технического института.

• Разработанная пространственно-распределённая модель наземного углеродного цикла может быть использована в широком классе климатических моделей для воспроизведения прошлых изменений климата и для оценки вклада углеродного цикла в климатические изменения, ожидаемые в будущем.

• Выявленные характерные периоды значимости обратной связи между климатом и углеродным циклом, а также выявленный эффект транзитивного насыщения этой обратной связи улучшают понимание динамики климатической системы и для анализа применимости тех или иных моделей для воспроизведения эволюции системы в заданный период.

• Результаты анализа характеристик неопределённости будущих изменений углеродного цикла важны для количественной оценки качества эмпирических данных, описывающих глобальный углеродный цикл.

• Важным результатом является выявление относительно слабого влияния обратной связи между климатом и эмиссиями метана болотными экосистемами на изменение климатических характеристик. Это позволяет при будущих расчётах климатического отклика на внешние воздействия данную обратную связь исключить из рассмотрения.

• Важным результатом является выявление влияния изменения альбедо поверхности при землепользовании на региональный отклик температуры атмосферы у поверхности и, в особенности, осадков. В частности, этот результат позволяет связать уменьшение осадков в основных сельхозпроизводящих регионах мира, известное по наблюдениям за XX век, с расширением площади сельскохозяйственных угодий в этих регионах. Указанные результаты дополнительно подтверждены анализом климатической эффективности механизмов изменения альбедо при землепользовании и могут быть использованы при прогнозировании дальнейшего вовлечения земель в сельскохозяйственный оборот.

• Проведённые расчёты изменения климата и глобального углеродного цикла в XXI веке с учётом неопредатёпности, возникающей из-за неопределённости значений управляющих параметров модели и сценариев изменения площади сельскохозяйственных угодий, открывают новые перспективы в численном моделировании климата, при которых климатический отклик на внешние воздействия оценивается не только в терминах "средней" ("наиболее вероятной") траектории, но и интервала неопределённости (например, доверительного интервала или стандартного отклонения) таких оценок.

Апробация работы

ENVIROMJS (Томск, 2006, 2008, 2010 гг.), международной конференции "Криогенные ресурсы полярных регионов"(Пущино, Тюмень, 2005, 2007, 2008 гг.), Международном симпозиуме "Физика атмосферы: паука и образование" (Санкт-Петербург, 2007 г.), Восьмом сибирском совещании по климнто-экологическому мониторингу (Томск, 2009 г.), школах молодых учёных "Состав атмосферы. Атмосферное электричество. Климатические процессы" (проводящихся совместно ИФА им. A.M. Обухова РАН, ИПФ РАН и геофизической обсерваторией "Борок" ИФЗ РАН, 2006-2009 гг.)

По теме диссертации опубликована 51 работа, в том числе 33 — в отечественных и зарубежных рецензируемых изданиях.

Личный вклад автора

Все основные результаты, представленные в работе, получены автором лично. В работах, относящихся к выносимым на защиту результатам и выполненных в соавторстве, основная идея исследования принадлежала автору.

Структура и объём диссертации

Работа состоит из Введения, 10 глав, сгруппированных в 4 части, Заключения и списка литературы из 459 названий. В ней содержится 331 страница, 6 таблиц, 71 рисунок.

Содержание работы

Во Введении обоснована актуальность работы, приводится обзор современного состояния исследований, посвящённых взаимодействию климата и экосистем, а также вопросам постановки и анализа ансамблевых численных экспериментов с климатическими моделями, формулируются цели работы, аргументируются методы исследования, научная новизна и научная и практическая значимость работы, а также приводятся этапы апробации диссертации.

Первая часть работы посвящена разработке и внедрению в КМ ИФА РАН глобально осреднённой модели углеродного цикла и анализу взаимодействия климата и углеродного цикла на декадных и вековых масштабах.

Первая глава посвящена анализу взаимодействия климата и углеродного цикла на декадных и вековых масштабах. В разделе 1.1 приводится описание глобально осреднённых блоков океанического и наземного углеродного цикла, включённых в КМ ИФА РАН. Блок наземного углеродного цикла основан на общепринятых балансовых уравнениях, учитывающих зависимость продуктивности растительности и дыхания почвы от состояния климата. В этом блоке

также явно учитывается фертилизация наземной растительности углекислым газом атмосферы. В качестве блока расчёта поглощения углекислого газа из атмосферы океаном используется одна из двух схем: билинейная зависимость текущего значения потока С02 из атмосферы в океан Fco-,,0 от скорости изменения содержания углекислого газа в атмосфере dqco^/dt и скорости изменения глобально осреднённой температуры поверхности океана dT0lS/dt (t — время). В дальнейшем эта версия модели обозначается TCCGlob-FocL. Следует отметить, что указанная билинейная зависимость icoj,o от dqco,/dt и dT0iS/dt, хотя и согласуется с имеющимися данными о величине потока углекислого газа из атмосферы в океан, не может быть использована, например, в модельных расчётах с прекращением антропогенных эмиссий СО2 в атмосферу. В связи с последним в диссертации используется также версия КМ ИФА РАН, в дальнейшем обозначаемая TCCGlob-FocNL, где такая указанная простая схема расчёта Fcos,o заменена на модель Бакастоу, но с учётом зависимости констант химических реакций от температуры. В разделе 1.2 проводится описание численных экспериментов с обеими версиями КМ ИФА РАН. В указанных численных экспериментах использовались реконструкции и эмпирические данные для эмиссий СОг в атмосферу для 1860-2000 гг., продолженные сценариями семейства SRES для XXI века. Другие внешние воздействия на климат в расчётах этой главы не учитываются. Для каждой из версий КМ ИФА РАН проводится два варианта расчётов — с полной моделью (вариант ТОТ, подобные интегрированиям "coupled" проекта С4М1Р) и с моделью, в которой связь влияние климатических изменений на динамику углеродного цикла не учитывается (вариант NOCLIM, подобный численным экспериментам "uncoupled" проекта С4М1Р). В разделе 1.3 проводится сравнение результатов этих расчётов с имеющимися эмпирическими данными о характеристиках глобального углеродного цикла для индустриального периода. В частности, для обеих версий модели ошибка воспроизведения изменения дсог не превышает 10 млн"1. Такая ошибка характерна и для ряда других современных климатических моделей с углеродным циклом. Изменение глобальной температуры в XX веке в расчётах с вариантом ТОТ КМ ИФА РАН составляет 0.76 К, что согласуется с данными наблюдений. КМ ИФА РАН также хорошо воспроизводит значения потоков углекислого газа го атмосферы в океан ■£со2,<> и наземные экосистемы ico2,i Для последних десятилетий XX века, а также кумулятивное поглощение углекислого газа океаном и наземными экосистемами за последние полтора столетия. Важным результатом является то, что общее удовлетворительное воспроизведение этих характеристик отмечается как в расчётах с полной моделью (ТОТ), так и в расчётах с односторонней связью (NOCLIM). Это указывает на то, что изменения характеристик климата и углеродного цикла в целом были малы вплоть до последних десятилетий XX века и не позволяют достоверно судить об интенсивности обратной связи между ними.

Раздел 1.4 посвящен анализу взаимодействия климата и углеродного цикла в XXI веке. В КМ ИФА РАН в зависимости от сценария эмиссий SRES концентрация углекислого газа

в атмосфере к концу XXI века возрастает до 615 — 875 млн-1 в версии ТССС1оЬ-ГосЬ и до 472 — 720 млн"1 в версии ТССОоЬ-ГосЫЬ. Рост глобально осреднённой температуры атмосферы у поверхности относительно доиндустриалыюго состояния в модели к последним десятилетиям XXI века составляет соответственно 2.4 — 3.4 К и 1.5 — 2.6 К. В численном эксперименте ТОТ к концу этого столетия взаимодействие климата и углеродного цикла дополнительно (относительно расчётов 1МОС1ЛМ) увеличивает содержание углекислого газа в атмосфере на 67 - 90 млн"1 и 87 - 134 млн-1 для версий ТССС1оЬ-ГосЬ и ТССаоЬ-РосЩ, соответственно. Этот дополнительный рост <?соа больше для более агрессивных сценариев по сравнению с менее агрессивными. Как следствие, для таких сценариев возрастает дополнительное (связанное с взаимодействием между климатом и углеродным циклом) потепление у поверхности. К концу XXI века оно составляет 0.31 - 0.35 К в версии ТССС1оЬ-Гос1, и 0.39 - 0.41 К в версии ТССИоЪ-ГосЫЬ, т.е около 10% от полного роста Та,д в XXI веке. Большая разность отклика температуры и концентрации углекислого газа между численными экспериментами ТОТ и ЫОСЫМ в версии ТССИоЬ-РосМЬ по сравнению с версией ТССОоЬ-РосЬ связана с большей температурной чувствительностью потока ^со2,о для версии ГосГ^ по сравнению с версией К>сЬ.

Для обеих версий модели можно определить временные интервалы характерного поведения обратной связи между климатом и углеродным циклом. Вплоть до середины XX века в обеих версиях модели поток углерода из атмосферы в наземные экосистемы мало различается между численными экспериментами ТОТ и МОС1ЛМ. Для поглощения углерода океаном это справедливо вплоть до конца XX века. Как следствие, в XX веке обратная связь между климатом и углеродным циклом не является сильной и вплоть до середины этого столетия интенсивность поглощения определяется, в основном, прямыми эффектами роста содержания СОз в атмосфере (фертилизацией растений углекислым газом и разностью парциальных давлений углекислого газа между нижним слоем атмосферы и верхним слоем океана). В численных экспериментах ТОТ ¿со2,1 достигает максимума в начале XXI века (в обеих версиях модели), а ^сог,о ~~ в первой половине этого столетия (для версии ТССИоЬЧ-осМЬ). Различие изменения концентрации углекислого газа в атмосфере между вариантами модели ТОТ и КОСЫМ связаны в основном с различием изменения запаса углерода в почве С,, который в экспериментах ТОТ уменьшается со временем. К концу XXI века уменьшение С, в зависимости от сценария составляет от 60 ПгС до 140 ПгС для версии ТССС1оЬ-РосЬ и от 58 ПгС до 138 ПгС — для версии ТССИоЪ-ГосХЬ. В экспериментах же ГТОС1ЛМ уменьшение С, наблюдается только до конца XX века, а затем запас углерода в почве монотонно растёт. Различие изменения запаса углерода в других резервуарах между экспериментами ЛЕГ и КОСЫМ заметно меньше, чем различие изменения С,.

Дальнейший анализ взаимодействия между климатом и углеродным циклом можно про-

вести в терминах соответствующего параметра обратной связи /со2 (см. (1) с с = ТОТ, и = 1ЮСЫМ), изображённого на рис. 1. В начале индустриального периода его значение близко к единице. Затем значение /со2 увеличивается и достигает максимума в середине XX века. После этого /со2 несколько уменьшается, достигая вторичного минимума в начале 1980-х гг. Начиная с последних десятилетий XX века параметр обратной связи между климатом и углеродным циклом в целом увеличивается.

/со2

В последующее примерно столетие для всех сценариев наблюдается монотонный рост /со2- Подобный рост наблюдается и для последних двадцати лет расчётов при сценариях А1В, Bl, В2. Однако в эти последние два десятилетия при сценарии эмиссий А2 (существенно более агрессивного, чем сценарии А1В, Bl, В2) параметр обратной связи между климатом и углеродным циклом уменьшается. Этот эффект был назван нами транзитивным насыщением обратной связи между климатом и углеродным циклом. Более подробно он будет рассмотрен в главе 2 диссертации. К концу XXI века для рассмотренных в дан-Рис. 1. Параметр обратной связи между кли- ной работе сценариев параметр обратной связи матом и углеродным циклом в численных между климатом и углеродным циклом близок к экспериментах с версиями КМ ИФА РАН величине 1.2 для версии TCCGlob-FocL и 1.2-1.3 TCCGlob-FocL и TCCGlob-FocNL (топкие

и — для версии TCCGlob-FocNL. При этом он ока-толстые кривые соответственно) при сцена- зь,ваеТся большим для менее агрессивных сценариях антропогенных эмиссий С02 SRES А2, риев по сравненИ10 с более агрессивными.

Взаимодействие климата на декадных и вековых масштабах может быть описано в терминах коэффициентов, введённых в [Priedlingstein et al., 2003J. При этом кумулятивные (начиная с начала интегрирования и заканчивая текущим моментом времени i) потоки углерода из атмосферы в наземные экосистемы и океан оцениваются

А1В, В2 и В1 (чёрные сплошные, чёрные прерывистые, серые сплошные и серые прерывистые линии соответственно).

(3)

® (г) = Я860 г. ^сйхМ * = <1™ + 7Х «ШМ = Л860 г. А" =

где X = 1,0. Коэффициенты 0х и Ух характеризуют изменение II.согл за сч®т прямых эффектов изменения содержания углекислого газа в атмосфере и климатических вариаций соответственно. В частности, отрицательные (положительные) 1х соответствуют положитель-

ной (отрицательной) обратной связи между климатом и углеродным циклом. В нашей работе такие коэффициенты были вычислены для скользящих окон 100-летней длины. В проведённых численных экспериментах с КМ ИФА РАН коэффициент Д монотонно уменьшается со временем для обеих версий модели. Для столетия 1860-1959 гг., его значение равно 1.5 - 1.6 ПгС/млн-1. Для 2001-2100 гг. Д уменьшается до 0.9 - 1.4 ПгС/млн"1 в версии TCCGlob-FocL и до 0.8 - 1.3 ПгС/млн"1 в версии TCCGlob-FocNL (меньшие значения из этих интервалов соответствуют более агрессивным сценариям). В версии TCCGlob-FocNL коэффициент Д, уменьшается от 1.5 ПгС/млн"1 в 1860-1959 гг. до 0.6 - 0.9 ПгС/млн" в 20012100 гг. С другой стороны, изменение 7; существенным образом различается между версиями TCCGlob-FocL и TCCGlob-FocNL. Для первой версии значения этого коэффициенты уменьшаются с течением времени. Для первой версии модуль значения этого коэффициента немного уменьшается с течением времени от 200 ПгС К"1 в 1860-1959 гг. до —(160 — 190) ПгС К"1 в 2001-2100 гг. Для второй версии КМ ИФА РАН у = -80 ПгС К-1 в 1860-1959 гг. и изменяется до -(130 - 170) ПгС К-1 в 2001-2100 гг. Для обеих версий КМ ИФ РАН меньшие абсолютные значения из этих интервалов соответствуют более агрессивным сценариям.

Ещё сильнее между двумя версиями модели различаются %. По построению этот коэффициент тождественно равен 1.3 ПгС К-1 для версии TCCGlob-FocL. Для версии TCCGlob-FocNL его абсолютное значение монотонно возрастает со временем. Для этой версии значение % составляет -6 ПгС К"1 в 1860-1959 гг. и от -18 ПгС К"1 до -21 ПгС К"1 в 2001-2100 гг.

Раздел 1.5 посвящён обсуждению результатов главы 1.

Глава 2 работы посвящена анализу эффекта транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом. В разделе 2.1 приводится анализ механизма транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом с использованием концептуальной модели. Физически транзитивное насыщение обратной связи между климатом и углеродным циклом связано с логарифмической зависимостью радиационного возмущающего воздействия углекислого газа Rcoi от его концентрации в атмосфере. Как следствие, при росте gcOj вклад дополнительного (связанного со взаимодействием между климатом и углеродным циклом) радиационного возмущающего воздействия углекислого газа в общий радиационный форсинг уменьшается. Логарифмическая зависимость радиационного форсинга углекислого газа от его концентрации объясняет также то, почему транзитивное насыщение обратной связи между климатом и углеродным циклом проявляется лишь при агрессивном сценарии антропогенного воздействия на климат. Большая величина эмиссий приводит к быстрому накоплению углекислого газа в атмосфере. При этом эффект насыщения парникового форсинга приводит к относительно небольшим дополнительным изменениям температуры, снова уменьшая вклад обратной связи между климатом и углеродным циклом в общее изменение jcOj- Рассмотрим случай полной модели климата-углеродного цикла и случай модели

с односторонней связью, в которой изменения климата не влияют на характеристики углеродного цикла (эти два случая в главе 2 обозначаются верхним индексом У, принимающим значения си и соответственно). Линеаризуя потоки углекислого газа из атмосферы в океан и наземные экосистемы, можно получить

^0 = + ^ ОгГ = (4)

где индекс У — о соответствуют океану, а У = 1 — наземным экосистемам. Тогда из уравнения баланса массы ССЬ в атмосфере для изменений относительно доиндустриального состояния можно записать

д?со, = Д?со2 + (5)

с к = - (7/ + 7„) / (со + /3; + Д,). Для полной модели уравнение баланса энергии в линейном приближении

СйАГа<д/М = Лео, - МГ^ (6)

где Ясо2 = (ясоУ^сОг.о) с До = 5.4 Вт м~2 К"1, ?оо2,о — начальное значение концентрации углекислого газа в атмосфере, С — теплоёмкость системы на единицу площади. Параметр климатической чувствительности А выражается через равновесное увеличение глобальной приповерхностной температуры при удвоении содержания С02 в атмосфере ДГгхсОа согласно Л = Яо1п2/ДТ2Хсог. Из (5) и (6), предполагая, что Д?со2 — д9со3 Д9со21 можно получить линейное эволюционное уравнение для обратной связи между климатом и углеродным циклом с зависящими от времени коэффициентами. Вводя предположение, математически эквивалентное тому, что при продолжающихся эмиссиях углекислого газа наблюдается монотонный рост со временем, можно показать, что /со, стремится к единице при < —> +оо. Это и указывает на транзитивное насыщение обратной связи между климатом и углеродным циклом при продолжающихся антропогенных эмиссиях.

Если дополнительно считать, что < = 0 соответствует моменту начала антропогенных эмиссий, то для эволюционного уравнения для /со2 физический смысл имеет лишь начальное условие /оо2||»о = 1- Причиной этого является инерционность климата, приводящая в начальный период интегрирования к пренебрежимо малым различиям между расчётами с полной моделью и с моделью с односторонней связью между климатом и углеродным циклом. Как следствие, при указанных условиях траектория /сол начинаясь из единицы, возвращается в неё к концу интегрирования. С учётом положительности обратной связи между климатом к углеродным циклом на всём протяжении интегрирования /со2 > 1. Из непрерывности решения дифференциального уравнения по времени при этом следует наличие хотя бы одного максимума /со2 •

Подобно [РйеШ^81ет й а1., 2003] можно определить транзитивную чувствительность климата в виде а = <1Га,я1<1<1со, ■ Тогда логарифмическая зависимость радиационного возмуща-

ющего воздействия углекислого газа от его концентрации должна при росте последней со временем приводить к уменьшению а в процессе интегрирования. Как следствие, транзитивное насыщение обратной связи между климатом и углеродным циклом связано с подобным уменьшением а во времени.

В разделе 2.2 проводится анализ результатов численного интегрирования концептуальной модели транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом. При этом рассматривались антропогенные эмиссии углекислого газа вида Eco, = с небольшим начальным Е0 = 0-1 ПгС г."1 и постоянным tp. В дальнейшем в различных расчётах tp меняется от 25 лет до 250 лет. Несмотря на то, что при такой зависимости эмиссий от времени цель воспроизвести какие-либо прошлые или будущие антропогенные эмиссии не ставится, всё же отметим, что объединение реконструкций антропогенных эмиссий в XIX-XX веках и эмиссий СО2 по сценариям SRES в XXI веке (за исключением сценария В1) может быть приближена экспоненциальной зависимостью от времени с tp, меняющимся в зависимости от сценария от 50 лет до 200 лет. Отдельные интегрирования построенной концептуальной модели проводились при фиксированных значениях к, ¡J и ДТ2Хсо2- Диапазоны изменения первой и второй переменной был получен по результатам интегрирования моделей ансамбля CMIP при сценарии антропогенных эмиссий SRES А2 и составили к = (8 — 48) млн"1 К"1 и /3 = 1.7 — 3.7 ПгС/млн-1. Значения к и /3, получаемые в ансамблевых численных экспериментах с КМ ИФА РАН (см. ниже), также находятся внутри этого диапазона. В дальнейших расчётах с концептуальной моделью взаимодействия климата и углеродного цикла /Î меняется от нуля до 5 ПгС/млн"1. В свою очередь, равновесная чувствительность климата к удвоению углекислого газа в атмосфере в различных численных экспериментах с концептуальной моделью взаимодействия климата и углеродного цикла менялась от 1 К до 9 К.

Во всех проведённых численных экспериментах с концептуальной моделью /соа достигает максимума, а затем снова уменьшается до единицы. Время достижения максимума в разных расчётах составляет t/ro„ = (2 - 8) х tp в зависимости от значений других параметров. При сужении интервала изменения ДТгхсОз До характерного для современных трёхмерных численных моделей климата (2.0-4.5 К) или при сужении интервала изменения /?, соответствующего моделям ансамбля CMIP, диапазон изменения tj„ax/tp меняется мало для рассматриваемой концептуальной модели. Полученные значения практически не зависят от выбранно-

го значения к. В целом рост Д7^хСОз и/или р способствует увеличению t/max¡tp- Ему также способствует уменьшение tp.

В разделе 2.3 проводится анализ идеализированных численных экспериментов с КМ ИФА РАН, подобных проведённым в разделе 2.2 с концептуальной моделью. В этих расчётах, как и в расчётах раздела 1.4, параметр обратной связи между климатом и углеродным циклом достигает максимума, а затем уменьшается, приближаясь к единице (рис. 2). Для использо-

ванного в данной работе интервала изменений tp время достижения максимума параметра обратной связи между климатом и углеродным циклом меняется от 3 х tp до 5 х tp в расчётах с версией TCCGlob-FocL и от 5 х tp до 8 X tp в расчётах с версией TCCGlob-FocNL. Для обеих версий при росте tp отношение i/m„,/tp уменьшается.

Коэффициенты "ух и 0х (X = I, о), входящие в (3), были рассчитаны по скользящим ЮО-летним отрезкам. Для обеих версий модели изменение во времени коэффициентов -ух and fix ведёт к росту модуля к со временем, если только начальный период интегрирования модели уже пройден. Как следствие, общее уменьшение характеристик обратной связи между климатом и углеродным циклом <7со2 и /сог обусловлено уменьшением о со временем.

Транзитивное насыщение обратной связи между климатом и углеродным циклом в численных экспериментах с

КМ ИФА РАН достигается при qcoi из Рис. 2. Параметр обратной связи между климатом и уг-интервала от 3226 млн-1 до 6152 млн"1 леродным циклом в численных экспериментах с версия-(от 3679 млн"1 до 12799 млн"1) для вер- ми TCCGlob-FocL и TCCGlob-FocNL КМ ИФА РАН (се-сии TCCGlob-FocL (TCCGlob-FocNL). Рые и чёрные линии соответственно) при задании антропогенных эмиссий С02 в экспоненциальном виде с характерным временем роста tp = 50 лет (тонкие сплошные линии), tp = 100 лет (тонкие прерывистые линии), tp = 150 лет (толстые сплошные линии) и tv — 200 лет (толстые прерывистые линии). По оси абсцисс отложено нормированное время i/£p.

1.25 1.2 1.15 1.1 1.05.

фр

Наименьшие значения из этих интервалов достигаются при наибольших значениях Значения из нижних частей этих диапазонов, возможно, достигались в период климатического оптимума раннего эоцена,

В разделе 2.4 проводится обсуждение результатов главы 2. Согласно результатам, полученным в данной главе, в начальный период отклика климата на рост содержания парниковых газов вследствие антропогенных эмиссий (т.е, при г -К ¿р), начиная от доиндустриального значения концентрации углекислого газа в атмосфере, а также после достаточно продолжительного периода таких эмиссий (при I 3> 1,,), состояние системы климат-углеродный цикл близко к состоянию системы с односторонней связью, при которой изменения климата не влияют заметно на изменения характеристик углеродного цикла. Однако в промежуточный период,

когда ( ~ /СОа заметно отличается от единицы и взаимодействие климата и углеродного цикла играет существенную роль в эволюции климата. Согласно результатам, полученным в главе 1, несмотря на малый вклад такого взаимодействия вплоть до середины XX века, в последующий период следует ожидать усиления взаимодействия климата и углеродного цикла. Если рост антропогенных эмиссий углекислого газа в атмосферу продолжится и в будущие несколько столетий, то с учётом характерной скорости роста эмиссий для сценариев SR.ES, для которых = 50 — 200 лет, указанный промежуточный период продлится несколько последующих столетий. После этого транзитивное насыщение обратной связи между климатом и углеродным циклом приведёт к постепенному ослаблению последней. При сохранении современных темпов роста скорости антропогенных эмиссий ССЬ длительность этого периода также составит несколько столетий.

Глава 3 посвящена анализу влияния современной неопределённости характеристик взаимодействия климата и углеродного цикла на их поведение в XXI веке. В разделе 3.1 обсуждается неопределённость современных знаний о характеристиках углеродного цикла в индустриальный период, в том числе, связанная с откликом различных процессов на климатические изменения, а также аргументируется необходимость систематического анализа этой неопределённости на отклик системы "климат-углеродный цикл" при усиливающихся антропогенных воздействиях. В разделе 3.2 описываются ансамблевые численные эксперименты с версией ТСССЛоЬ-ГосЬ КМ ИФА РАН, поставленный с целью такого анализа. В целом их постановка подобна постановке численных экспериментов главы 1, но с изменением ряда управляющих параметров наземного углеродного цикла модели между различными реализациями этого ансамбля. Кроме того, и.з-зн вычислительных ограничений рассматривается только сценарий антропогенного воздействия SR.ES А2. Источники неопределённости расчёта, отличные от значений параметров наземного углеродного цикла, в главе не рассматриваются. В связи с последним приведённые в данной главе результаты для характеристик неопределённости следует рассматривать как оценки снизу. В разделе 3.3 описывается байесов метод анализа ансамбля численных экспериментов. Необходимость его использования связана с тем, что для ряда реализаций указанных ансамблевых экспериментов количественные характеристики климата и углеродного цикла заметно отличаются от наблюдений для XX века. Использованный метод позволяет объективно вычислять ансамблевое среднее Е(У{0) и стандартное отклонение а(у\0) величины У при условии её соответствия набору данных наблюдений £>. При этом влияние нереалистичных членов ансамбля на Е{У\0) и <т(У|В) исключается. В качестве массива данных £> использовались оценки потоков углекислого газа из атмосферы в океан и наземные экосистемы для 1980-х и 1990-х гг. и изменения концентрации углекислого газа в атмосфере дсо2 в 1958-2004 гг .

В разделе 3.4 описаны основные результаты главы 3. Для концентрации углекислого га-

за в атмосфере qco, баейсовое осреднение существенно уменьшает диапазон неопределённости расчётов: внутриансамблевое стандартное отклонение в конце XXI века составляет 182 млн-1 для простого осреднения и не более 46 млн"1 при баейсовом осреднении. Средние значения различаются незначительно внутри ансамбля, достигая к 2100 г. 859 млн-1 при простом осреднении и 812 млн-1 (818 млн"1) при указанном байесовом осреднении. Тем не менее, простое ансамблевое среднее находится систематически выше, чем байесовы средние. Наиболее близкими к простому среднему оказываются значения байесового среднего при учёте только данных наблюдений для концентрации С02 и игнорировании данных для потоков Fco2,i и FCo2,o- Если же учесть только данные для потоков и игнорировать данные да я концентрации углекислого газа в атмосфере, то байесово среднее несколько уменьшается. Таким образом, для заданного сценария эмиссий при настройке модели лишь по данным для концентрации СОз в атмосфере будущая концентрация углекислого газа в атмосфере оказывается выше, чем при настройке по данным о стоке углекислого газа из атмосферы в наземные экосистемы и в океан.

Как и в случае оценок будущей концентрации углекислого газа в атмосфере, байесово осреднение уменьшает математическое ожидание для оценки интенсивности обратной связи между климатом и углеродным циклом, определяемой как /,COj = о2 — ?соа > гДе верхние индексы сии определены так же, как и в главе 2. Так, при простом осреднении членов ансамбля в 2100 г. 19СОз = (136 ± 213) млн"1 (здесь и далее после знака "±" указано ст(У|1>)), см. рис. 3. При баейсовом осреднении с параметрами функций распределения для потоков углекислого газа из атмосферы в наземные экосистемы и в океан (59 ± 98) млн"1. Следует отметить, что байесовы оценки Iqc0l согласуются с наиболее вероятным интервалом для сценария SRES А2 в конце XXI века, полученным в рамках проекта сравнения климатических моделей с углеродным циклом С4М1Р и составляющим 50 — 100 млн"1.

Важным фактом является то, что полученный диапазон неопределённости интенсивности обратной связи между климатом и углеродным циклом расположен как в верхней, так и в нижней полуплоскости относительно прямой /,с0] = 0. Тем не менее, положительная обратная связь является более вероятной, отражением чего является E(Iqc02 |Z>) > 0.

При использованном сценарии антропогенного воздействия SRES А2 при простом осреднении по ансамблю глобальный мгновенный радиационный форсинг углекислого газа на верхней границе атмосферы Rco,,s относительно доиндустриального состояния к концу XXI века достигает (6.9±1.3) Вт м-2. При байесовом осреднении математическое ожидание радиационного форсинга немного уменьшается, ко диапазон неопределённости существенно сужается, так что оценка Дсоа,3 составляет (6.7±0.4) Вт м~2. Дополнительный рост мгновенного радиационного форсинга на верхней границе атмосферы из-за взаимодействия климата и углеродного цикла ^лсо2, = ПРИ простом ансамблевом осреднении к 2100 г. оценивается величиной

(1.0 ± 1.5) Вт м"2. При байесовом осреднении уменьшается как ансамблевое среднее, так и ан-

9со-»' млн

350

-1

-50 -100

самблевое стандартное отклонение, так что в эотм случае /дСО], = (0.5±0.7) Вт м-2. Подобно интенсивности обратной связи между климатом и углеродным циклом, диапазон неопределённости /дС01 я охватывает как положительные, так и отрицательные значения.

В разделе 3.5 приведено обсуждение результатов главы 3. Важным результатом является превышение стандартного отклонения оценки обратной связи между климатом и углеродным циклом над соответствующим ансамблевым средним. Это справедливо и для дополнительного (определяемого взаимодействием климата и углеродного цикла) роста концентрации углекислого газа в атмосфере, и для дополнительного радиационного форсинга. Это указывает на то, что наблюдательные оценки характеристик углеродного цикла налагают лишь слабые ограничения па поведение климатической системы в будущем. Последнее, в свою очередь, связано с малостью возмущений климата и углеродного цикла на протяжении XX века по сравнению с ожидаемыми в будущем. Тем не менее, положительная обратная связь является более вероятной, чем отрицательная.

Вторая часть работы посвящена анализу влияния тропосферных сульфатных аэрозолей и метанового цикла на климатический отклик.

Глава 4 посвящена оценке влияние тропосферных сульфатных аэрозолей на радиационное возмущающее воздействие и климатический отклик. В разделе 4.1 приводится обзор работ по оценке такого влияния. Целью включения этой главы

900 1950 2000 2050 2100

ГОД

Рис. 3. Дополнительное (связанное со взаимодействием климата и углеродного цикла) изменение концентрации концентрации углекислого газа в атмосфере в построенном ансамбле численных экспериментов. Пунктиром представлено среднее по ансамблю при равном взвешивании членов ансамбля, светлосерым цветом заштрихована область, соответствующая внутриансамблевому стандартному отклонению. Сплошной кривой обозначено байесово среднее, темно-серой заливкой обозначена область, соответствующая байесо-вому внутриансамблевому стандартному отклонению.

в диссертационную работу является описание отклика КМ ИФА РАН на совместное воздействие антропогенных парниковых газов и аэрозоля, которое является базовым для численных экспериментов, представленных в последующих главах. В разделе 4.2 описывается модификация радиационного кода версии ТСССЬоЬ-РосГ'Л, КМ ИФА РАН для учёта прямого РВВ тропосферных сульфатов. Косвенные климатические эффекты тропосферных аэрозолей в настоящее время в КМ ИФА РАН не учитываются. В разделе 4.3 описываются численные эксперименты с КМ ИФА РАН. Они подобны проана-

лизированным в главе 1 при задании антропогенного воздействия по сценариям SRES В1, А1В и А2, но с дополнительным учётом РВВ за счёт атмосферного метана, закиси азота и тропосферных сульфатов. Концентрация последних была задана по результатом расчётов с моделью MOZART 2.0.

В разделе 4.4 проводятся оценки прямого радиационного возмущающего воздействия антропогенных сульфатных аэрозолей. Глобально осреднённое прямое РВВ в КМ ИФА РАН относительно доиндустриального состояния к середине 1990-х гг. достигает (—0.34) Вт м-2, что согласуется с другими оценками. Регионально этот радиационный форсинг максимален в регионах наиболее сильного сульфатного загрязнения в Европе и Северной Америке (охлаждающее РВВ более 2 Вт м~2) и, в метшей степени — в юго-восточной Азии. Для сценариев А2 и А1В рост модуля радиационного форсинга продолжается до 2030-х и 2020-х годов соответственно, так что аэрозольное радиационное возмущающее воздействие достигает для этих сценариев в указанные десятилетия (—0.46) Вт м-2 и (—0.41) Вт м-2 соответственно. В середине и конце XXI века для обоих сценариев наблюдается монотонное уменьшение РВВ. Для сценария В1 такое уменьшение отмечено на протяжении всего XXI века К концу этого столетия Rasa,s для сценария А2 составляет (-0.26) Вт м~2, для двух других сценариев --(0.12 - 0.14) Вт м~2. При этом наблюдается уменьшение абсолютной величины аэрозольного радиационного форсинга по сравнению с концом XX века над Европой и рост — над юго-восточной Азией.

В разделе 4.5 обсуждается температурный отклик на совместное воздействие за счёт парниковых газов и тропосферных сульфатов. В XX веке изменение Ta¿ существенно лучше согласуется с данными наблюдений для экспериментов с учётом сульфатного аэрозоля, чем без него. Линейный тренд в XX веке в первом случае составляет 0.55 К/столетие, что находится в середине интервала неопределённости данных наблюдений (0.4 —0.8) К/столетие, во втором — 0.74 К, что близко к верхней границе этого интервала. Общий рост глобальной температуры к концу XXI века относительно доиндустриального состояния (конца XX века) составляет 2.1 К (1.5 К) при сценарии В1, 2.8 К (2.2 К)— при сценарии А1В и 3.4 К (2.8 К) — при сценарии А2. Температурный отклик в КМ ИФА РАН наиболее велик в средних и высоких широтах, особенно над сушей (более 2 К с начала индустриального периода до конца XX века), что согласуется с данными наблюдений и другими современными климатическими моделями. К середине XXI века характерные значения роста среднегодовой приповерхностной температуры Т„ вне тропиков составляют 1 - 2 К над океанами и 2 — 5 К над сушей. К концу этого же столетия рост Та практически во всех регионах превышает 1 К. Вне тропиков это изменение превышает 2 К, а над сушей средних и высоких широт для сценариев А1В и А2 появляются обширные области, где рост среднегодовой приповерхностной температуры превышает 5 К. Учёт прямого аэрозольного РВВ в КМ ИФА РАН снижает глобальное потепление в конце XX

столетия на 0.2 К. В середине XXI века прямое радиационное воздействие аэрозолей уменьшает рост Тлл на 0.25 -0.35 К в зависимости от сценария, а в конце XXI века — на 0.1-0.2 К. Уже к концу XX века сульфатный аэрозоль заметно уменьшает потепление в средних и высоких широтах СП над океанами на несколько десятых долей градуса, а над континентами в регионах сильного аэрозольного загрязнения — на 1-1.5 К.

Концентрация углекислого газа в атмосфере в конце XXI века в численных экспериментах с учётом РВВ из-за тропосферных сульфатов понижается по сравнению с расчётами, проведёнными в главе 1 с версией модели ТССС1оЬ-РосКЬ, но не более чем на 10 млн-1. Вплоть до конца XX века соответствующие различия между этими двумя версиями модели не превышают 3 млн-1.

В разделе 4.6 проводится обсуждение результатов главы 4.

Глава 5 посвящена моделированию взаимодействия климата и метанового цикла. В разделе 5.1 проводится постановка задачи. В частности, указывается, что, несмотря на значительное современное РВВ атмосферного метана и связь естественных эмиссий метана с состоянием климата, большинство современных климатических моделей не учитывают соответствующую обратную связь. Эта обратная связь обусловлена, в том числе, зависимостью эмиссий метана болотными экосистемами от состояния климата. Целью этой главы является анализ влияния взаимодействия климата и метанового цикла на климатические изменения при антропогенных воздействиях на климат. В разделе 5.2 описаны блоки термофизики почвы, расчёта эмиссий метана болотными экосистемами и расчёта баланса метана в атмосфере, включённые в версию ТССС1оЬ-РосМЬ КМ ИФА РАН. Схема термофизики почвы основана на модели, разработанной Кудрявцевым и соавторами, но детализированной для учёта годового хода толщины протаивания и промерзания почвы. Блок расчёта эмиссий метана болотными экосистемами основан на модели Кристенсена-Кокса, в которой эти эмиссии рассчитываются по температуре и влагосодержанию слоев почвы с учётом годового хода этих переменных. В данной главе все болотные системы считаются насыщенными влагой. Метановый цикл модели замыкается балансовым уравнением для концентрации метана в атмосфере <7снч в приближении хорошо перемешанного газа с эффективным временем жизни метана в атмосфере 9.8 лет. Молярное количество углекислого газа, соответствующее молярному количеству атмосферного метана, разрушающегося в атмосфере за год, добавляется к ежегодному изменению 9сОи рассчитанному блоком углеродного цикла КМ ИФА РАН. В разделе 5.3 описываются численные эксперименты с построенной совместной моделью. Они подобны численным экспериментам главы 4, но в них используются сценарии не для концентрации метана в атмосфере, а для антропогенных эмиссий этого газа. Кроме того, они удлинены назад по времени и начинаются с 1610 г. При этом имеющиеся сценарии антропогенных эмиссий СОг и СН4 продолжены назад по времени с учётом изменения численности населения Земли. Подобно тому, как это было сделано

для углеродного цикла, модельные расчёты проводятся как с полной моделью, так и с вариантом КМ ИФА РАН, в котором изменения климата не влияют на характеристики модельного метанового цикла. В разделе 5.4 проводится сравнение характеристик метанового цикла КМ ИФА РАН в доиндустриальный период с данными реконструкций. Модель хорошо основные характеристики метанового цикла в этот период, прежде всего эмиссии метана болотными экосистемами и концентрацию метана в атмосфере.

В разделе 5.5 анализируется отклик характеристик метанового цикла и климата в КМ ИФА РАН на внешние воздействия в ХУП-ХХ1 веках. В численных экспериментах с полной моделью для 1961-1990 гг. эмиссии метана болотными экосистемами составляют 133 ТгСН4 г.-1. Вклад тропических болотных экосистем в полные эмиссии составляет 99 -100 ТгСН4 г."1, а внетропических — 34 -39 ТгСН4 г."1. Эти величины согласуется с наблюдательными и модельными оценками. Для ХУП-ХХ веков полные эмиссии метана болотными экосистемами меняются незначительно. В XXI веке в КМ ИФА РАН происходит заметный рост эмиссий метана от болотных экосистем. К концу XXI века их значения в численных экспериментах с полной моделью достигают 168 —191 ТгСН4 г."1 в зависимости от сценария антропогенного воздействия. Рост этих эмиссий отмечен для всех регионов, где метан выделяется при современном климате, однако особенно сильно — в регионах западной Сибири и в Северной Америке, где в XXI веке при антропогенном потеплении получен большой рост Та. Эмиссии метана внетропическими болотными экосистемами к концу XXI в экспериментах с полной моделью возрастают до 57 - 70 ТгСН4 г.-1 в зависимости от сценария антропогенного воздействия. Увеличение эмиссий метана от тропических болотных экосистем меньше, чем от внетропических. К концу XXI в полной модели они возрастают до 112 — 122 ТгСН4 г."1 в зависимости от сценария антропогенного воздействия. Сравнение экспериментов с различными вариантами модели показывают, что рост эмиссий метана болотными экосистемами определяется, в основном, температурной зависимостью производства метана. Модель также хорошо воспроизводит изменения концентрации метана в атмосфере дса, дая ХУН-ХХ веков. Так, для 1991-2000 гг. эта величина меняется в интервале от 1750 млрд"1 до 1843 млрд"1, согласуясь с наблюдаемы-

/сн4

ГОД

Рис. 4. Параметр обратной связи между климатом и метановым циклом в численных экспериментах с КМ ИФА РАН для сценариев А2, А1В и В1 (сплошная, штрихпунктирная и пунктирная линии соответственно)

ми значениями. В XXI веке в полной версии модели при агрессивном сценарии эмиссий А2 концентрация метана в атмосфере монотонно возрастает до примерно 3900 млрд"1. При более умеренных сценариях эмиссий А1В и В1 9снч растёт вплоть до середины XXI века, достигая значений около 2400 млрд"1 и 2100 млрд"1 соответственно, а затем уменьшается, достигая к концу XXI века значений, близких к 2000 млрд-1 и 1750 млрд"1 соответственно. Глобальное мгновенное РВВ метана на верхней границе атмосферы в полной версии модели к концу XXI века составляет 1.1 Вт м-2, 0.5 Вт м-2 и 0.4 Вт м"2 при сценариях А2, А1В и В1 соответственно. Эти величины существенно меньше величин соответствующего радиационного форсинга за счёт СО-2 в атмосфере (6.9 Вт м~2 при сценарии А2 и 4.5 Вт м"2 при сценарии В1).

Влияние изменений климата на содержание метана в атмосфере может быть оценено с помощью параметра обратной связи между климатом и метановым циклом /снч , определённым подобно тому, как это было сделано для параметра обратной связи между климатом и углеродным циклом (см. (1)). Взаимодействие климата и метанового цикла увеличивает рост содержания метана в атмосфере относительно начала интегрирования на 5-10% вплоть до конца XX века (рис. 4). Для агрессивного сценария эмиссий А2 эта оценка остаётся справедливой вплоть до конца XXI века. При сценариях А1В и В1 параметр обратной связи /сн< резко возрастает в XXI веке вплоть до значений около 1.2.

Тем не менее, глобальное мгновенное РВВ на верхней границе атмосферы за счёт метана Дсн.|£ не меняется существенно между соответствующими расчётами с полной моделью и с вариантом модели с односторонней связью между климатом и метановым циклом. По абсолютной величине различие глобального радиационного форсинга между этим численными экспериментами не превышает 0.07 Вт м"2. Как следствие, различие изменений Т„л между экспериментами с этими вариантами модели к концу XXI века не превышает 0.05 К (или 12% от общего потепления относительно доиндустриального периода). На региональном уровне соответствующие различия Т„ также невелики.

В разделе 5.6 проводится обсуждение результатов главы 5.

Третья часть диссертационной работы посвящена анализу биогеофизических механизмов влияния экосистем на состояние климата.

Глава 6 посвящена анализу влияния биогеофизических эффектов землепользования на состояние климата. В разделе 6.1 проводится обзор беогеофизических механизмов взаимодействия состояния климата и растительного покрова. В разделе 6.2 описывается модификация КМ ИФА РАН для учёта радиационного эффекта землепользования и проведённые с нею численные эксперименты. Версия ТСС01о|^-Гос.\Ь была дополнена учётом "маскировки" снега древесной растительностью и возможности одновременного наличия двух растительных биомов в модельной ячейке: естественной растительности и сельскохозяйственных угодий. Альбедо поверхности при этом рассчитывается, исходя из альбедо естественной растителыю-

сти и альбедо сельскохозяйственных угодий, взвешиванием по доле ячейки, занятой каждым из этих биомов. Для "маскировки" снега древесной растительностью подобное взвешивание производится, исходя из альбедо снега и альбедо лесов, причём в качестве параметра взвешивания используется параметр 0 < ¿„».»п.™ — 1- При А:а;ь,»Поо. = 0 деревья полностью "маскируют" снег, при kalben™ = 1 "маскировка" снега отсутствует. В данной главе рассматривается лишь первый случай. С КМ ИФА РАН были проведены ансамблевые численные эксперименты для 1500-2100 гг. с заданием площади сельскохозяйственных угодий (как посевных площадей, так и лугов) по среднегодовым данным проекта Land Use Harmonization (LÜH), в том числе для XXI века — по расчётам с моделями AIM, IMAGE, MESSAGE и MiniCAM. Кроме того, учитывались также годовые эмиссии углекислого газа за счёт промышленной деятельности, сжигания ископаемого топлива и за счёт землепользования, среднегодовые значения концентрации метана, закиси азота, фреонов и тропосферных сульфатов, а также вариации солнечной постоянной и оптической толщины стратосферных аэрозолей. Для XXI века указанные антропогенные воздействия (за исключением сценариев землепользования) задавались по сценариям SRES Bl, А1В и А2. Возможные вариации солнечной постоянной и толщины стратосферных аэрозолей в XXI веке не учитывались. Для сценариев, полученных с использованием каждой из моделей проекта LUH, было проведено три интегрирования КМ ИФА РАН, различающихся между собой начальными условиями.

Раздел 6.3 посвящён результатам этих численных экспериментов. Глобально осреднённое среднегодовое радиационное возмущающее воздействие на верхней границе атмосферы за счёт изменения альбедо при распространении сельскохозяйственных угодий Raib,g не превышает по абсолютной величине 0.02 Вт м~2 вплоть до начала XVIII века. Затем Raib,g увеличивается по абсолютной величине, достигая (—0.05) Вт м-2 к началу XX века и (—0.11) Вт м-2 — к его концу. В XXI веке глобально Raib,g дополнительно меняется не более чем на 0.03 Вт м-2. РВВ на верхней границе атмосферы из-за землепользования Д,«, в конце XX века наиболее велико в летнем полушарии (в тропиках — в течение всего года) в регионах наибольшего распространения сельскохозяйственных угодий, где оно может превышать по модулю 6 Вт м-2. В XXI веке оно меняется относительно конца XX века не более чем на несколько десятых Вт м-2.

Отклик глобально осреднённой среднегодовой температуры Гол на внешнее воздействие не превышает 0.15 К до начала XX века. В XX веке линейный тренд Т„,й в численных экспериментах без учёта РВВ из-за землепользования составляет 0.67 ±0.11 К/столетие (здесь и далее в этом абзаце указаны выборочное среднее для коэффициента тренда и соответствующее стандартное отклонение), что близко к верхней границе эмпирической оценки 0.6±0.2 К/столетие Четвёртого отчёта МГЭИК. При учёте землепользования линейный тренд Tai3 составляет 0.56 ± 0.08 К/столетие, что хорошо согласуется с эмпирической оценкой Четвёртого отчёта МГЭИК. В XXI веке рост Та<д близок к полученному в главе 4 при соответствующем сценарии

антропогенного воздействия SRES. При заданном сценарии SRES различие изменения глобально осреднённой температуры атмосферы у поверхности между различными сценариями LUH не превышает 0.05 К.

Учёт радиационного эффекта землепользования приводит к тому, что относительно расчётов, учитывающих только другие антропогенные воздействия на климат, потепление уменьшается в средних широтах Евразии и субтропиках Северной Америки, а также в Амазонии и в центральной Африке (рис. 5а, б). Именно в этих регионах отмечается наибольшее расширение сельскохозяйственных площадей в XX веке. При этом потепление усиливается в субтропических широтах Евразии, особенно на востоке Китая, где оно достигает 2 К, тогда как в численных экспериментах SRES оно близко к 1 К. Усиление потепления в этом регионе отмечается как в тёплый, так и в холодный период года и связано с развивающимся в этом регионе нагревающим радиационным возмущающим воздействием нз-за замены полупустынной естественной растительности на сельскохозяйственные угодья. Подобное, но менее значимое усиление потепления отмечается также в субтропиках Южной Америки. Следует отметить, что линейный тренд уменьшения Т„ в XX веке в субтропиках Северной Америки, в центральной Африке и в Амазонии, а также один из максимумов потепления в субтропиках Евразии выявляется также по данным наблюдений (рис. 3.9а из Четвёртого отчёта МГЭИК). Однако отрицательный тренд температуры атмосферы у поверхности в средних широтах Евразии, проявляющийся в КМ ИФА РАН, по данным наблюдений не выявляется. По-видимому, его возникновение в модели связано с грубостью динамической схемы модели и недостаточным переносом тепла в восточную часть Европы циркуляцией атмосферы.

Кроме того, учёт землепользования существенно улучшает согласие модельных осадков с данными наблюдений, особенно в субтропиках Евразии и Северной Америки, Амазонии и центральной Африки (рис. 5в, г). Общее уменьшение осадков в этих регионах было выявлено также по данным наблюдений (рис. 3.13 и 3.14 из Четвёртого отчёта МГЭИК). Уменьшение осадков в субтропиках Евразии особенно заметно в летний период. В субтропиках Северной Америки, в Амазонии и центральной Африке уменьшение осадков проявляется в течение всего года. В отмеченном выше регионе усиления потепления при учёте радиационного эффекта землепользования, наоборот, в летний период осадки увеличиваются. Возможной причиной такого отклика осадков является изменение атмосферной конвекции вследствие альбедо поверхности из-за соответствующего охлаждения нижней тропосферы. В XXI веке влияние изменения альбедо поверхности суши при землепользовании на изменение температуры и осадков относительно невелико. Исключением является численный эксперимент с КМ ИФА РАН, в котором площадь сельскохозяйственных угодий задана по расчётам с моделью MiniCAM. Для этого численного эксперимента усиление потепления в средних широтах Евразии достигает 1.5 К. Пространственная структура изменения отклика осадков на антропогенное воздействие из-за

а)

б(Ж ЗОИ Е<3 ЗОБ 60Б

Рис. 5. Линейный тренд температуры атмосферы у поверхности ( К/столетие) (а, б) и изменения годовых сумм осадков (см) (в, г) в XX веке в численных экспериментах с учётом только парникового, аэрозольного РВВ и РВВ из-за изменения солнечной постоянной (а, в) и при дополнительном учёте изменения альбедо поверхности сутпи из-за землепользования (б, г).

радиационного эффекта землепользования в КМ ИФА РАН в целом подобна соответствующей структуре для температуры. При этом такое изменение отклика осадков в КМ ИФА РАН не превышает нескольких миллиметров в месяц.

В разделе 6.4 проводится обсуждение результатов главы 6.

Глава 7 посвящена сравнению климатической эффективности механизмов изменения альбедо поверхности суши при землепользовании. В разделе 7.1 указывается на значительные неопределённости, связанные с заданием альбедо сельскохозяйственных угодий при глобальном моделировании климата. Заметная неопределённость также связана с интенсивностью механизма "маскировки" снега древесной растительностью. В связи с этим с КМ ИФА РАН были поставлены ансамблевые численные эксперименты с систематическим изменением альбедо сельскохозяйственных угодий а3<адго и параметра ка1Ьт1т, определяющего интенсивность

"маскировки" снега. Детали их постановки описаны в разделе 7.2.

R<abig, Вт М

1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000 2050 2100

год

Рис. 6. Глобальное осреднёное по десятилетиям мгновенное радиационное возмущающее воздействие на верхней границе атмосферы за счёт изменения альбедо поверхности при землепользовании в численных экспериментах с КМ ИФА РАН (сценарии изменения площади сельскохозяйственных угодий, полученные по с моделям MESSAGE и MiniCAM, выделены чёрными сплошными и пунктирными линиями соответственно). Показаны группы расчётов с указанными на рисунке значениями ct3flgro- Различные линии внутри этих групп соответствуют разным значениям параметра ка1ь,апто- Белый прямоугольник соответствует оценке неопределённости Raib,gt полученной в [Myhre and Myhre, 2003), серый прямоугольник — подобной оценке, приведённой в Четвёртом отчёте МГЭИК (чёр-

В разделе 7.3 анализируется радиационное возмущающее воздействие на верхней границе атмосферы из-за землепользования в этих численных экспериментах. Его глобальное значение при сс,,адга < 0.20 является нагревающим, при а^адго > 0.20 — охлаждающим (рис. 6). В проведённых в данной работе численных экспериментах в заданный момент времени различия Я„й1а определяются, в основном, различием альбедо естественной растительности и сельскохозяйственных угодий. Эффект "маскировки" снега древесной растительностью существенно менее заметен. Так, если собрать численные эксперименты с КМ ИФА РАН в группы с одинаковым значением но с

разными значениями ¿„¡ь,т<т, то глобально осред-нснное среднегодовое РВВ из-за землепользования относительно доантропогенного состояния модели в последнее десятилетие XX века между указанными группами меняется от (-0.28) Вт м~2 до (+0.27) Вт м-2, тогда как внутри каждой из групп в этот период Яа1ь,д различается не более чем на 0.012 Вт м~2. Физической причиной этого является то, что "маскировка" снега древесной растительностью может осуществляться лишь зимой в регионах умеренных и высоких широт, когда инсоляция относительно мала, так что изменение альбедо не приводит к очень большим изменениям радиационного баланса поверхности.

ной линией указана центральная оценка).

Различия между расчётами с КМ ИФА РАН при разных значениях а,,„аго проявляются также в XXI веке между двумя сценариями изменения площади сельскохозяйственных угодий. Так, при a,¡agro = 0.20 в конце XXI века разность Ratbig при сценариях изменения sagTO, полученных с моделями MESSAGE и MiniCAM, не превышает 0.02 Вт м-2 (рис. 6). Эта разность увеличивается при а^адто = 0.15 до 0.08 Вт и'2, а при аа,адго = 0.25 — до 0.13 Вт м~2.

При а3<адто = 0.20 глобально осреднённое среднегодовое РВВ близко к нейтральному. Однако это является следствием взаимной компенсации охлаждающего РВВ Е^ь в высоких широтах и ряде тропических регионов и нагревающего — в субтропиках и других регионах тропиков. При этом в высоких широтах возникновение Raib < 0 связано с эффектом "маскировки" снега, в тропиках — с заменой тропических лесов сельскохозяйственными угодьями.

Вклад эффекта "маскировки" снега древесной растительностью в развитие антропогенного РВВ можно оценить по разности Дой!^,.,..^ ~~ ПРИ заданном a„ njr(>. При этом

"маскировка" снега оказывается значимой лишь в небольшом числе регионов, составляя там в конце XX века по абсолютному значению от 1 Вт м-2 до 3 Вт м-2.

В разделе 7.4 проводится объективный выбор значений параметров КМ ИФА РАН, связанных с влиянием землепользования на альбедо поверхности. При этом используются критерии, основанные на переменных диаграмм Тэйлора. В качестве массивов данных наблюдений используются среднемесячные данные для приповерхностной температуры атмосферы в XX веке HadCRUT3v и подобные среднегодовые данные GISS. Сравнение проводилось для поля коэффициента линейного тренда среднегодовой температуры в XX веке ^„.„»п над сущей Коэффициент пространственной корреляции г между модельным полем tbr*,arm и соответствующим полем, полученным по данным наблюдений, как для массива HadCRUT3v, так и для массива GISS наиболее велик при a,,nsro > 0.22. Соответствующий коэффициент пространственной вариации А наиболее близок к единице при а, адт<> = 0.20 — 0.22, равняясь 1.3 — 1.4 при использовании данных GISS в качестве эталонных данных и 0.75 — 0.86 при использовании данных HadCRUT3v в качестве таких данных. Таким образом, если вывод о переоцени-вании/недооценивании пространственной неоднородности изменений климата КМ ИФА РАН сделать затруднительно, то всё-таки для обоих массивов данных наилучшее качество воспроизведения моделью достигается при одном и том же значении a,ASTo с лишь небольшой зависимостью от kaibtagra. Указанное значение альбедо сельскохозяйственных угодий соответствует стандартной версии КМ ИФА РАН.

В разделе 7.5 анализируется температурный отклик в численных экспериментах данной главы. Подобно радиационному возмущающему воздействию, его глобально осреднённое значение существенно сильнее зависит от го, чем от к^ь^пт,- В частности, изменение Та,д к концу XX века относительно доантропогенного состояния в зависимости от а,<адг0 составляет от 0.76 К до 1.27 К, тогда как различие этого отклика в реализациях с фиксированным значением а1лдго (при разных /суь.тст») не превышает 0.02 К. Коэффициент линейного тренда глобальной температуры T0|J в XX веке меняется от 0.47 К/столетие до 0.85 К/столетие. Формально все эти значения, за исключением значений (0.83 — 0.85) К/столетие, полученных при экстремально низком ct, agTa = 0.15, согласуются с соответствующим интервалом неопределённости (0.6 ± 0.2) К/столетие, полученным по эмпирическим данным. Однако наиболее

близкими к центру этого интервала являются значения, полученные в численных экспериментах с КМ ИФА РАН при а,лдт0 = 0.20 и aifigro = 0.22. В XXI веке и на глобальном, и на региональном уровне различие изменения Та между расчётами с различными значениями ™a,agro и kaib:,now невелико и близко к полученному в предыдущей главе.

В разделе 7.6 проводится обсуждение результатов главы 7.

Четвёртая часть диссертационной работы посвящена разработке и внедрению в КМ ИФА РАН пространственно-распределённой модели наземного углеродного цикла и анализу региональных особенностей взаимодействия между климатом и углеродным циклом.

Глава 8 посвящена анализу антропогенных воздействий на климатические характеристики сущи. Её включение в диссертационнную работу необходимо для лучшего понимания результатов глав 9 и 10. В разделе 8.1 описывается модификация КМ ИФА РАН за счёт включения в неё детальной схемы термо- и гидрофизических характеристик почвогрунта, разработанной в ИФА им. A.M. Обухова РАН при непосредственном участии автора и постановка численных экспериментов с этой версией модели. В целом они подобны расчётам главы 6, но не учитывают влияние землепользования на физические характеристики поверхности суши.

Раздел 8.2 посвящён результатам этих численных экспериментов. В середине XXI века среднегодовое потепление поверхности суши относительно 1961-1990 гг. при наиболее агрессивном сценарии воздействия SRES А2 максимально над сущей высоких широт Евразии (от 3 К до 5 К) и Северной Америки (от 4 К до 5 К). В тропиках и средних широтах Южного полушария увеличение температуры скин-слоя почвы (или снега при наличии последнего) Т, составляет от 1 К до 2 К. При менее агрессивных сценариях антропогенного воздействия пространственная структура отклика Т, сохраняется, но абсолютные величины уменьшаются. Так, при сценарии SRES В1 к середине XXI века среднегодовое потепление над сущей достигает 2-3 К в Евразии и 3-5 К в Северной Америке, а в тропиках и средних широтах Южного полушария — не более 1.5 К. К концу XXI века при наименее агрессивном сценарии антропогенного воздействия SRES В1 рост Т, относительно 1961-1990 гг. в средних и высоких широтах суши равен от 3 К до 5 К в Евразии и от 4 К до 7 К в Северной Америке. При наиболее агрессивном сценарии воздействия среднегодовое потепление поверхности почвы к 2100 г. в Евразии составляет 5 — 8 К, а в Северной Америке — 4 —10 К. В тропиках потепление в этот период заметно меньше, чем в более высоких широтах, так что характерное увеличение Т, в 2071-2100 it. относительно 1961-1990 и-, равно от 1 К до 2 К при сценарии SRES В1 и от 1 К до 3 К при сценарии SRES А2. Во всех случаях потепление зимой вне тропиков сильнее, чем летом.

Изменения длины вегетационного периода ттд, определённой как длительность части календарного года, когда температура атмосферы у поверхности выше Ттд = 273.15 К, как правило, не превышают недели в XX век. Существенно большие изменения длительности ве-

гетационного периода отмечаются в расчётах с КМ ИФА РАН в XXI веке. К середине этого столетия различия между расчётами при разных сценариях антропогенного воздействия SRES невелико. При всех трёх сценариях отмечается удлинение на 1-2 нес. вегетационного периода в средних и субполярных широтах Евразии и Северной Америки относительно конца XX века. В небольшом числе регионов увеличение тшд превышает 2.5 мес. К концу XXI века отмечается дальнейшее увеличение длительности вегетационного периода в КМ ИФА РАН. Если при относительно слабом сценарии антропогенного воздействия SRES В1 в этот период типичные значения роста ттд относительно конца XX века меняются от месяца до двух, то при наиболее агрессивном сценарии SRES А2 в большом числе регионов Евразии и Северной Америки удлинение вегетационного периода составляет от 2.5 до 3 месяцев.

Влагосодержание верхнего 50-сантиметрового слоя почвы w меняется не очень значительно к середине XXI века (относительно 1961-1990 г.) в анализируемых здесь численных экспериментах. Тем не менее, для суши Северного полушария в июле при всех сценариях антропогенного воздействия проявляются области уменьшения w на юге Сибири, в центральной Азии, на юге Европы и в ряде регионов Северной Америки. При этом рост влагосодержания верхнего слоя почвы отмечается в Прибайкалье, а также на северо-западе и северо-востоке Северной Америки. В тропиках во все сезоны отмечаются рост w на полуострове Индокитай и преобладающая тенденция уменьшения влагосодержания почвы в Амазонии. При дальнейшем развитии антропогенного потепления климата пространственная структура изменения влагосодержания почвы меняется незначительно, но с небольшим увеличением абсолютных величин. При агрессивном сценарии антропогенного воздействия SRES А2. дополнительно отмечаются области роста w летом на севере Европы. Кроме того, для всех сценариев антропогенного воздействия в Прибайкалье отмечаются области не только увеличения, но и уменьшения влагосодержания почвы. Изменения влагосодержания почвы при климатических изменениях отражают соответствующие изменения осадков и эвапотранспирации при климатических изменениях.

В разделе 8.3 проводится обсуждение результатов главы 8.

В главе 9 описана разработанная автором диссертации пространственно-распределённая схема расчёта характеристик наземного углеродного цикла и её включение в КМ ИФА РАН. Кроме того, в этой главе проводится анализ неопределённости отклика климата и углеродного цикла на антропогенные воздействия, связанный с неопределённостью будущих сценариев землепользования. В разделе 9.1 ставятся задачи главы 9. В частности, даже знак изменения площади сельскохозяйственных угодий в XXI веке, различается между сценариями, полученными с разными моделями проекта LUH. В данной главе разброс между результатами расчётов с этими моделями рассматривается как интервал неопределённости изменения площади сельскохозяйственных угодий.

В разделе 9.2 подробно описывается разработанная модель наземного углеродного цикла.

В ней изменение значений продуктивности наземных экосистем и запасов углерода в разных резервуарах происходит ежегодно. Однако для более адекватного учёта сезонных особенностей климата блок наземного углеродного цикла использует поля входных переменных (температуры атмосферы у поверхности Т„, относительного насыщения почвы влагой w и баланс коротковолновой радиации на поверхности Rsw) с учётом их годового хода. В схеме учитываются шесть функциональных типов растительности (ФТР): тропические леса, леса умеренного пояса, тайга, травяная растительность, кустарники и сельскохозяйственные угодья. Модельная ячейка делится па две части, в одной из которых находится естественная растительность (один из первых пяти указанных выше ФТР), в другой — сельскохозяйственные угодья. Динамика массы углерода в растительности вычисляется отдельно в в естественной растительности и отдельно — в сельскохозяйственных угодьях. Эволюция запаса углерода в почве дополнительно к этому подразделяется на быстрый и медленный резервуары. В схеме учитываются потери биомассы из-за природных пожаров и вырубки при землепользовании. Последнее позволяет интерактивно рассчитывать прямые эмиссии С02 в атмосферу при землепользовании. Указанная схема наземного углеродного цикла внедрена в версию КМ ИФА РАН, описанную в предыдущей главе.

В разделе 9.3 описываются численные эксперименты, анализируемые в данной главе. Их постановка подобна постановке численных экспериментов главы 6. Однако в расчётах данной главы эмиссии С02 за счёт землепользования не задавались, а рассчитывались интерактивно в соответствии со сценарием для площади распространения сельскохозяйственных угодий. В главе рассмотрены лишь результаты, полученные при сценарии антропогенного воздействия SRES А2 с четырьмя вариантами новой версии КМ ИФА РАН: 1) ТОТ: модель с полным взаимодействием между климатом и углеродным циклом (подобно численным экспериментам ТОТ главы 1 и расчётам с полными вариантами моделей проекта С4М1Р); 2) NOFERT: вариант модели, в котором не учитывается эффект фертилизации наземной растительности углекислым газом; 3) NOCLIMALL: вариант модели, в которой на вход блока углеродного цикла КМ ИФА РАН подаются не текущие климатические поля, а их доантропогенные климатологии, осред-нённые за 50 лет; фертилизация растений углекислым газом при этом учитывается (расчёты с этим вариантом модели подобны расчётам NOCLIM главы 1 и расчётам с вариантами моделей проекта С4М1Р, в которых связь между климатом и углеродным циклом является односторонней); 4) NOCLIMVEG: вариант модели, в котором учитывается фертилизация растений углекислым газом и влияние изменений климата на поглощение углекислого газа океаном; однако на вход блока наземного углеродного цикла КМ ИФА РАН подаётся не текущие климатические поля, а их доантропогенные климатологии, осреднённые за 50 лет. В дальнейшем расчёты с этими вариантами модели обозначаются через xxx-SRESA2-LUyyy, где ххх =ТОТ, NOFERT, NOCLIMVEG, NOCLIMALL, а ууу =AIM, IMAGE, MESSAGE, MiniCAM. В модель-

ный год, соответствующий астрономическому 1500 г., поле площади сельскохозяйственных угодий в модельной ячейке меняется от нулевого до поля, соответствующего данным проекта LUH. Это позволяет корректно учесть прямые эмиссии С02 из-за землепользования не только за формальный период интегрирования модели, но и за весь антропогенный период.

9со2) млн

С„ ПгС

- 1800 1900 2000 2100

ГОД год

Рис. 7. Концентрация углекислого газа в атмосфере (а) и запас углерода в почве (6) в расчётах с вариантами КМ ИФА РАН ТОТ, NOFERT и NOCLIMALL (чёрные сплошные, штрихпунктир-ные и пунктирные линии соответственно) при сценариях антропогенного воздействия SRESA2-LUH MESSAGE. На а) для сравнения показаны данные ледового бурения на станции Лоу-Доум (Антарктида) до 1958 г. и с измерениями дсо3 в обсерватории Маупа-Лоа (Гавайи, США) — начиная с 1958 г. (серая линия). На б) показаны результаты анализа эмпирических данных [Jobbagy and Jackson, 2000] (чёрная линия для центральной оценки и серый прямоугольник для интервала неопределённости).

В разделе 9.4 описаны результаты анализа указанных численных экспериментов. Данная версия КМ ИФА РАН хорошо воспроизводит характеристики климата и углеродного цикла в доиндустриальный период. В XVI-XVIII веках глобально осреднённая среднегодовая температура атмосферы у поверхности Тад равна 286.7 ± 0.1 К (здесь и далее в этом разделе знак представлены средние по времени и межгодовые стандартные отклонения), а глобальное годовое количество осадков составляет 90.5±0.5 см г.-1. Полная первичная продукция наземной растительности в этот период равна 116.6 ± 0.8 ПгС г.-1. Глобальная чистая первичная продукция наземной биоты Fnpp в XVI-XVIII веках составляет 59.4 ± 0.6 ПгС г.-1. Чистая первичная продукция па единицу площади Jnpp превышает 1 кгС м~2 в тропических лесах, на юго-востоке Азии и в регионе Ближнего Востока/Кавказа. В степях и лесах умеренного пояса ¡npp составляет от 0.3 кгС м-2 до 0.6 кгС м"2, в бореальных регионах — от 0.1 кгС м~2 до 0.3 кгС м"2, а в тундре не превышает 0.1 кгС м~2. Концентрация углекислого газа в ат-

мосфере çcoj в XVI-XVIII веках в КМ ИФА РАН равна 283.7 ± 1.7 млн"1 (рис. 7а). Запас углерода в наземной растительности в указанный период составляет С„ = 623 ± 5 ПгС. Запас углерода в растительности на единицу площади в доиндустриальный период мал (менее 2 кгС м-2) в субполярных широтах. В субтропиках он возрастает до 8 -10 кгС м"2 и достигает 10 - 12 кгС м-2 в тропических лесах. Запас углерода в почве доиндустриальный период в КМ ИФА РАН равен С, = 1849 ± 6 ПгС (рис. 76). Модельный запас углерода в почве на единицу площади с, очень мал в пустынях, меняется от 5 кгС м~2 до 10 кгС м~2 в тропических регионах, от 20 кгС м-2 до 30 кгС м~2 — в регионах степей и умеренных лесов и превышает 30 кгС м-2 в субполярных регионах.

В численном эксперименте с вариантом модели ТОТ в XVII-XX веках Fupp увеличивается примерно на треть. Это увеличение Fspp в указанный период в основном связано с фертилизацией наземной растительности ростом содержания углекислого газа в атмосфере, что согласуется с результатами, полученными ранее в главе 1. Несмотря на рост суммарной продуктивность наземных экосистем в XVII-XX веках, запас углерода в наземных экосистемах в расчётах с вариантом ТОТ КМ ИФА РАН за этот же период уменьшается примерно на четверть. Это уменьшение проявляется в расчётах со всеми вариантами модели и обусловлено заменой естественной растительности сельскохозяйственными угодьями, характеризующимися более быстрым выведением углерода из растений. Запас углерода в почве в варианте модели ТОТ немного уменьшается в антропогенный период вплоть до конца XIX века, а затем увеличивается на примерно 70 ПгС г.-1 в XX столетии (рис. 76). Для варианта NOCLIMALL уменьшение С, вплоть до конца XIX века не проявляется, и запас углерода в почве монотонно возрастает вплоть до конца XX столетия. Увеличение С, в XVII-XX веках для этого варианта модели составляет около 150 ПгС. Для варианта NOFERT, наоборот, запас углерода в почве уменьшается в этот период. Содержание углекислого газа в атмосфере мало меняется вплоть до первой половины XIX века. Затем оно начинает расти и для варианта ТОТ достигает 370 млн-1 в 2000 г. (рис. 76). Это значение очень хорошо согласуется с измерениями на станции Мауна-Лоа. Для варианта NOFERT рост qc02 сильнее, чем для варианта ТОТ, и содержание углекислого газа в атмосфере в 2000 г. достигает 429 млн ~1. Сравнение этих результатов с результатами интегрирования вариантов модели NOCLIMALL и NOCLIMVEG указывают, что влияние изменений климата на поглощение углекислого газа становится заметным во второй половине XX века. Оно связано с усилением дыхания почвы при потеплении климата. Для двух последних вариантов модели в 2000 г. gcoj = 351. Суммарные прямые эмиссии углекислого газа в атмосферу за счёт землепользования ECOlju составляют 55—57 ПгС в 1500-1850 гг. в расчётах со всеми вариантами модели. Дополнительно землепользование приводит к выделению в течение 1850-2000 гг. 155 ПгС (147 ПгС, 167 ПгС) в численном эксперименте с вариантом ТОТ (NOFERT, NOCLIMVEG/NOCLIMALL). Для варианта ТОТ глобальное погло-

щение углерода наземными экосистемами -Fco3,[ монотонно увеличивается в XVII-XX веках. Оно достигает 1.9 ПгС г.-1 в 1980-х гг. и 2.2 ПгС г."1 — в 1990-х гг. Эти величины находятся внутри соответствующего интервала неопределённости эмпирических оценок, приведённых в Четвёртом отчёте МГЭИК (1.7íj;J ПгС г."1 и 2.бЩ ПгС г."1 соответственно). Суммарное поглощение углерода наземными экосистемами в 1800-1994 гг. (1980-1999 гг.) для варианта модели ТОТ составляет 134 ПгС (43 ПгС), что также согласуется с эмпирическими оценками.

После вулканических извержений глобальная наземная первичная продуктивность уменьшается из-за общего похолодания климата (на несколько ПгС г."1 после сильнейших извержений. Это согласуется с результатами анализа годовых колец деревьев экосистем разных регионов [Krakauer, Randerson, 2003], но отличается от результатов измерений в лиственном лесу, расположенном в регионе прохладного климата, проведённых в 1992-2001 гг. [Gu et al., 2003] (после сильного извержения вулкана Пинатубо в 1991 г.). Следует отметить, однако, что последнее отличие может быть обусловлено особенностями пространственного отклика экосистем на вулканические извержения. Так, в КМ ИФА РАН уменьшение Ff/pp после вулканических извержений связано с уменьшением fspp тропических лесов, прежде всего — в центральной Африке, тогда как продуктивность лесов высоких широт при этом возрастает. Несмотря на увеличение Fupp, после вулканических извержений извержений Fco^i заметно возрастает, что согласуется с наблюдениями. Причиной этого служит уменьшение дыхания почвы из-за похолодания климата, наблюдающееся в течение нескольких лет после вулканических извержений. Следует отметить, что схема углеродного цикла КМ ИФА РАН не учитывает различий между прямой и диффузной коротковолновой радиацией. Как следствие, известные данные о перестройке наземного углеродного цикла после вулканических извержений удаётся, по крайней мере, качественно объяснить без привлечения механизмов влияния диффузной радиации на продуктивность растений. Это позволяет указать на потенциальную опасность уменьшения продуктивности растений (в частности, урожайности сельскохозяйственных культур) при часто обсуждаемом в настоящее время подходе к предотвращению глобального потепления, связанному с контролируемым выделением сульфатных аэрозолей в стратосферу.

Для варианта ТОТ поглощение углерода наземными экосистемами на единицу площади /со2,1 положителен (суша поглощает углерод из атмосферы) практически во всех регионах суши в XVII-XX веках. В конце XX века его характерные значения составляют от 0.02 кгС м-2 г."1 до 0.1 кгС м~2 г.-1 в тропических лесах и от 0.01 кгС м-2 г.-1 до0.05 кгС м~2 г."1 — в более высоких широтах. Для варианта модели NOFERT, наоборот, в этот период практически везде /со2.1 < 0 (суша служит источником С02 из атмосферы). Для вариантов NOCLIMVEG и NOCLIMALL этот поток снова становится положительным и по абсолютной величине превышает соответствующие значения для варианта ТОТ.

В XXI веке чистая первичная продукция растений в зависимости от сценария землепользо-

ваиия возрастает до 110 -120 ПгС г."1 для варианта ТОТ, для других вариантов модели оно заметно меньше. Это указывает на то, что фертилизация растений углекислым газом остаётся важной на протяжении XXI века (при значении параметров схемы, выбранных в данной главе), причём климатические изменения в XXI веке также способствуют росту продуктивности растений. Рост Fupp больше для сценариев, при которых происходит дальнейшее увеличение площади сельскохозяйственных угодий в XXI веке (полученных с моделями IMAGE и MESSAGE), чем для сценария, полученного с моделью MiniCAM, в котором площадь распространения сельскохозяйственных угодий в XXI веке уменьшается. Для всех вариантов КМ ИФА РАН в большинстве регионов чистая первичная продукция растений на единицу площади Snpp возрастает на протяжении XXI века. Для варианта ТОТ этот рост проявляется везде, за исключением регионов пустынь. Землепользование наиболее значимо влияет на Jnpp в тропиках.

Запас углерода в растительности в расчётах с вариантом ТОТ в XXI веке возрастает до примерно 700 ПгС. Этот рост во многом связан с фертилизацией растительности ростом содержания углекислого газа в атмосфере. Увеличение С„ наиболее заметно при сценарии SRESA2-LUH MiniCAM. Пространственная структура изменения запаса углерода в растительности на единицу площади с„ близка к пространственной структуре изменений суммарной первичной продуктивности растений.

Изменения глобального запаса углерода в почве в XXI веке сильно различаются между вариантами модели. В частности, в зависимости от сценария землепользования С, возрастает до 1994-2038 ПгС в расчётах с вариантом ТОТ, до 2416 -2468 ПгС — с вариантами NOCLIMALL и NOCLIMVEG, но уменьшается до 1453 - 1561 ПгС при интегрировании варианта NOFERT (рис. 76).

Концентрация углекислого газа в атмосфере к концу XXI века при сценарии антропогенного воздействия SRES А2 в расчётах с вариантом ТОТ КМ ИФА РАН увеличивается до 752 — 763 млн-1 в зависимости от сценария землепользования LUH (рис. 7а).

Для варианта ТОТ интенсивность поглощения углерода наземными экосистемами увеличивается вплоть до 2060-х гг., достигая в это десятилетие 3.8 — 3.9 ПгС г.-1. После этого она начинает уменьшаться и в конце XXI века равняется 3.4 — 3.5 ПгС г.-1. В расчётах с вариантами NOCLIMALL и NOCLIMVEG £co3,i почти монотонно растёт на протяжении всего срока интегрирования модели и в конце XXI века достигает в зависимости от сценария землепользования от 7.1 ПгС г."1 до 7.4 ПгС г.-1. В расчётах с вариантом NOFERT наземные экосистемы и в XXI веке служат источником углерода в атмосферу (а не стоком из неё), и Fco,,! в конце XXI столетия составляет от 3.2 ПгС г.-1 до 3.4 ПгС г.-1 в зависимости от сценария землепользования. Пространственное распределение интенсивности поглощения углерода наземными экосистемами на единицу площади поверхности не сильно зависит от сценария

землепользования в XXI веке.

Поглощение углекислого газа океаном в КМ ИФА РАН продолжает увеличиваться на протяжении XXI века. В 2090-2100 гг. для варианта ТОТ (NOFERT, NOCLIMVEG/NOCLIMALL) в зависимости от сценария землепользования оно составляет от 9.7 ПгС г."1 до 9.9 ПгС г.-1 (от 13.7 ПгС г."1 до 13.9 ПгС г."1, от 8.5 ПгС г."1 до 8.8 ПгС г."1).

Таким образом, несмотря па большое различие (до примерно 70 ПгС) между результатами расчётов при различных сценариях землепользования в терминах запасов углерода в почве и в наземной растительности, соответствующее различие концентрации углекислого газа в атмосфере мало и не превышает 10 млн-1.

Сравнение qco2 между различными вариантами модели, используемыми в данной главе, показывает, что КМ ИФА РАН, подобпо другим климатическим моделям, характеризуется положительной обратной связью между климатом и углеродным циклом. Для версии КМ ИФА РАН, используемой в данной главе, коэффициент усиления обратной связи между климатом и углеродным циклом gco¡ в конце XXI века близок к 0.19. Более 90% интенсивности этой обратной связи обусловлено динамикой наземного углеродного цикла.

Положительная обратная связь между климатом и углеродным циклом в КМ ИФА РАН приводит к усилению глобального потепления климата в XXI веке на примерно 0.2 К, т.е. около 9% потепления, характерного для КМ ИФА РАН при сценарии антропогенного воздействия SRES А2. Подобно дСОз (см. 1,2), коэффициент усиления обратной связи между климатом и углеродным циклом может быть определён в терминах глобально осреднённой среднегодовой температуры атмосферы у поверхности

gcsAT = (fasAT ~ 1)/fasат,

где

fasAT = ATZ2T/AT™cl,maíl. Для КМ ИФА РАН gasAT в конце XXI века близок к 0.09. Меньшая величина gasAT по сравнению со значением дСоа является следствием логарифмической зависимости РВВ углекислого газа в атмосфере от его концентрации. Это согласуется с результатами глав 1 и 2.

В разделе 9.5 проводится обсуждение результатов главы 9.

Целью главы 10 является оценка изменения характеристик климата и углеродного цикла в XXI веке с учётом неопределённости значений параметров наземной биоты. В разделе 10.1 ставится соответствующая задача. В разделе 10.2 описываются численные эксперименты с КМ ИФА РАН, проведённые для её решения. Их длительность и использованные при расчётах сценарии внешнего воздействия идентичны соответственно длительности и сценариям, использованным в предыдущей главе. Однако в данной главе используются три сценария SRES Bl, А1В и А2, а для сценариев площади распространения сельскохозяйственных угодий

используются только сценарии, полученные в рамках проекта LÜH с моделями MESSAGE и MiniCAM. Различные интегрирования внутри этих ансамблей были построены изменением двух параметров наземного углеродного цикла: постоянной полунасыщения qi/2, определяющей зависимость полной первичной продукции наземной растительности от e/coj > в интервале от 150 млн-1 до 450 млн"1 (всего были использовано пять значений этой переменной) и коэффициента kSiaf,ro/ml7 описывающего влияние культивации на дыхание почвы, в диапазоне от 1.0 до 1.4 (также пять значений). Таким образом, для каждого сценария SRES и каждого сценария землепользования LUH было произведено Nmem = 5 х 5 = 25 интегрирований КМ ИФА РАН, различающихся между собой значениями параметров q¡/2 и k,¡asro/nat. Границы интервалов изменения этих двух переменных были выбраны, исходя либо из экспериментальных значений, либо из значений, характерных для современных глобальных климатических моделей с углеродным циклом. Анализ степени реалистичности отдельных членов построенных ансамблевых численных экспериментов проводился с использованием байесовой статистики (см. раздел 3.3). При этом в качестве массива эталонных данных D использовались оценки потоков углекислого газа из атмосферы в океал и наземные экосистемы для 1980-х и 1990-х гг. и изменения концентрации углекислого газа в атмосфере дсО] в 1958-2004 гг. по наблюдениям в обсерватории Мауна Лоа (Гавайи, США). Для всех переменных в качестве априорной функции распределения вероятности были выбраны нормальные распределения. При байесо-вом осреднении сценарии землепользования, полученные с моделями MESSAGE и MiniCAM, считались равновероятными друг другу.

В разделе 10.3 анализируется степень реалистичности отдельных членов ансамблевого численного эксперимента. Наибольшими значениями байесовых весов характеризуются расчёты с парами (?i/2, Kxagr„/„at'), равными (150 млн"1,1.1), (200 млн"1,1.2), (300 млн"1,1.3) соответственно. Последняя пара значений параметров использовалась в версии КМ ИФА РАН, использованной в предыдущей главе. В целом модель воспроизводит наблюдаемые характеристики углеродного цикла либо при одновременно относительно низком значении обоих параметров qi/2 и kl<agTO/„ai, либо при одновременно относительно больших их значениях. Физически это соответствует взаимной компенсации изменения чистой первичной продукции наземных экосистем (регулируемых постоянной полунасыщения, входящей в закон Михаэлиса-Меитеп) и гетеротрофного дыхания почвы (зависящего от k,¡agro/mt)- Изменение характеристик углекислого газа в атмосфере и величина потепления климата заметно изменяется даже между тремя реализациями с наибольшими байесовыми весами. Так, в этих реализациях концентрация углекислого газа при сценарии антропогенного воздействия SRES А2 (А1В, В1) к концу XI века достигает значений от 765 млн-' до 844 млн"1 (от 635 млн"1 до 699 млн"1, от 508 млн"1 до 551 млн"'), глобальное потепление к 2071-2100 гг. относительно 1961-1990 гг. составляет от 2.7 К до 3.0 К (от 2,3 К до 2.6 К, от 1.7 К до 1.9 К). Большие значения из этих

интервалов соответствуют реализациям с меньшей постоянной полунасыщения

В разделе 10.4 анализируются ан- ЯСОц млн 1 самблевые характеристики изменений кли мата и углеродного цикла в XXI веке. В построенных ансамблевых численных экспериментах концентрация углекислого газа в атмосфере дсо2 к середине XXI века возрастает до 546 ± 16 млн"1 при сценариях SRES А1В и А2 и до 502 ± 12 млн"1 — при сценарии SRES В1 (рис. 8; здесь и далее знаком "± "разделены байесовы ансамблевое среднее и внутриансамблевое ст дартное отклонение). К концу XXI века 9C0i увеличивается до 773 ± 28 млн"1 при сценарии SRES А2, до 662 ±24 млн"1 при сценарии SRES А1В и до 534 ± 16 млн"1 при сценарии SRES В1. Эти изменения в целом согласуются с результатами расчётов с другими современными моделями с углеродным циклом, в том числе моделями ансамбля С4М1Р, моделью общей циркуляции ИВМ РАН и моделями промежуточной сложности CLIMBER-2 и UVic ESCM.

Глобальное потепление в 2071-2100 гг. относительно 1961—1990 гг. при сценарии SRES А2 (SRES А1В, SRES Bl) составляет 3.19 ± 0.09 К (2.52 ± 0.08 К, 1.84 ± 0.06 К). В среднем по ансамблю над сушей внетропических широт среднегодовое потепление за этот период равно 5 - 8 К при сценарии SRES А2, 4 - 6 К при сценарии SRES А1В и 3 - 4 К при сценарии SRES Bl (рис. 9а, б). Над сушей тропиков соответствующее потепление меньше: 1 - 3 К при сценариях SRES А2 и А1В и 0.5 - 2 К при сценарии SRES Bl. Для температуры атмосферы у поверхности Та внутриансамблевое стандартные отклонение <j(Ta\D) слабо зависит от выбранного сценария антропогенного воздействия. Его значения меняются от 0.2 К до 0.5 К над сушей внетропических широт, от 0.1 К до 0.4 К над сушей тропиков и не превышают 0.2 К над большинством океанических регионов (кроме Арктики; рис. 9в). Для всех трёх сценариев антропогенного воздействия на климат указанные значения изменения глобальной температуры находятся внутри интервалов неопределённости, получаемых для климатических моделей Четвёртого отчёта МГЭИК.

I- год

Рис. 8. Изменение концентрации углекислого газа в атмосфере в ансамблевых численных экспериментах с КМ ИФА РАН. Для каждого из сценариев БИЕв (указанных на рисунке) представлены байесовы средние по ансамблям значения (тонкие чёрные линии) и интервал неопределённости, характеризуемый бай-есовым внутриансамблевым стандартным отклонением (область, заштрихованная серым цветом). Жирной чёрной кривой представлены данные наблюдений, проведённых в обсерватории Мауна-Лоа.

0.2 0.3 0.4 0.5

Рис. 9. Байесово среднее значение изменения среднегодовой температуры атмосферы у поверхности (кельвипы) в ансамблевых численных экспериментах с КМ ИФА РАН между периодами 1961-1900 гг. и 2071-2100 гг. при сценариях антропогенного воздействия SR.ES А2 (а) и SH.ES В1 (б), а также байесово внутриансамблевое стандартное отклонение этого изменения, осреднённое по трём сценариям ЭИЕЗ А2, А1В и В1 (в).

Для глобальной чистой первичной продуктив- ico2,i> ПгС Г.-1 ности наземных экосистем и глобальных запасов углерода в почве и растительности интервалы неопределённости при разных сценариях антропогенного воздействия (SRES Bl, А1В и А2) перекрываются между собой на протяжении всего интегрирования модели. Значение первой из этих переменных при сценарии антропогенного воздействия от 74 ± 1 ПгС г."1 в 1961-1990 гг. до 102 ± 13 ПгС г.-1. в конце XXI века. Запас углерода в растительности меняется соответственно от 511 ± 8 ПгС до 646 ± 70 ПгС, а запас углерода в почве — соответственно от 1916 ± 20 ПгС

до 1970 ± 65 ПгС. Пространственные структуры Рис 1Q Поглощение углерода наземными зко-изменений этих переменных также слабо зависят системами в ансамблевых численных экспери-от сценария антропогенного воздействия. Увели- ментах с КМ ИФА РАН. Обозначения для речение /npp устойчиво по ансамблю (в качестве зультатов модельных расчётов идентичны ис-критерия этого в работе взято двукратное пре- пользованным на рис. 8. Также приведены со-вышение модуля изменения байесового ансамбле- ответствующие эмпирические оценки Четвёр-вого среднего над байесовым внутриансамблевым того отчёта МГЭИК для 1980-х и 1990-х гг. стандартным отклонением) отмечается во всех (центральная оценка обозначена жирной го-регионах, за исключением пустынь с типичны-

ми значениями изменения от 0.1 кгС м 2 г. 1 до

ризонтальной линией, интервал неопределённости — белыми прямоугольниками).

0.5 кгС м-2 г.-1. Увеличение содержания углерода в наземной растительности на единицу площади с„ происходит устойчиво по ансамблю возрастает в средних и субполярных широтах Евразии и Северной Америки, где в ряде регионов рост среднего по ансамблю значения с„ составляет 1—10 кгС г."1. В большинстве регионов также отмечается устойчиво по ансамблю проявляющееся накопление углерода почвой тропиков и субтропиков (с характерными значениями —0.5 кгС м-2 г."1 до —5 кгС м-2 г.-1) и сложной структурой изменения ся в более высоких широтах.

В среднем по ансамблю глобальное поглощение углерода наземными экосистемами ^*со2,1 возрастает в первой половины XXI века, достигая 2.0 — 2.5 ПгС г, в зависимости от сценария ЭНЕЯ с байесовым внутриансамблевым стандартным отклонением, меняющимся в зависимости от сценария от 0.7 ПгС г.-1 до 1.0 ПгС г.-1 (рис. 10). Затем ^со2,1 уменьшается, достигая в последние десятилетия XXI века 1.7 ±1.4 ПгС г.-1 при сценарии ЭКЕЭ А2, 1.4 ±0.7 ПгС г."1 при сценарии ЭЯЕЭ А1В и 0.6 ± 0.3 ПгС г,-1 при сценарии ЭИЕв В1. В среднем по ансамблю

а)

б)

Рис. 11. Байесово среднее значение поглощения углерода наземными экосистемами ( кгС м~2 г.-1) в ансамблевых численных экспериментах с КМ ИФА РАН между периодами 1961-1900 гг. и 2071— 2100 гг. (а), а также байесово внугриансамблевое стандартное отклонение этой переменной (в) при сценарии антропогенного воздействия SRES А2. Два использованных сценария землепользования семейства LUH при байесовом осреднении считались равновероятными.

в 2071-2100 гг. заметное поглощение углерода наземными экосистемами на единицу площади /со2,1 отмечается в регионах распространения лесных экосистем, где его характерные значения меняются от 0.01 кгС м-2 г.-1 до 0.2 кгС м-2 г.-1 (рис. 11а). При этом для всех трёх сценариев E(fco,,i\D) наиболее велико во внетропических широтах Евразии. Сравнимые с этим величины £(/co2,i|-D) для тропических лесов и для экосистем Северной Америки отмечены лишь при сценариях SRES А1В и А2, тогда как для сценария SRES В1 в конце XXI века в этих регионах E(fcoz,i\D) < 0.01 кгС м-2 г.-1. Более того, в этих регионах при всех трёх сценариях E(fco,,i\D) сравнимо с cr{fcOi,i\D)< тогда как для внетропических экосистем Евразии, особенно для таёжных регионов, отношение £(/c02,i|-D)/c(/c0a,i|-D) заметно превышает единицу (рис. 116).

Таким образом, в терминах биопродуктивности и накопления углерода в наземных экосистемах сценарии SRES статистически неразличимы между собой,

В разделе 10.5 проводится обсуждение результатов главы 10.

В Заключении приведены основные результаты работы:

1. Разработана среднегодовая модель наземного углеродного цикла, пригодная к использованию в климатических моделях различных классов. Модель основана на современной формулировке растительности через её функциональные типы. Модель реалистично воспроизводит основные особенности наземного углеродного цикла, известные по реконструкциям для доиндустриального состояния и наблюдениям и реконструкциям для XX

века.

2. Разработана глобально осреднённая модель углеродного цикла, которую можно использовать в упрощённых климатических моделях.

3. Выявлены характерные временные периоды, различающиеся между собой относительным вкладом процессов накопления СО2 в атмосфере при антропогенных эмиссиях и климатический отклик на него. В начальный период таких эмиссий обратная связь между климатом и углеродным циклом не играет заметной роли. При этом накопление С02 в атмосфере практически полностью определяется его антропогенными эмиссиями и прямыми эффектами влияния изменения концентрации углекислого газа на его поглощение из атмосферы наземными экосистемами и океаном. В земной климатической системе этот период продолжался с начала антропогенного периода вплоть до середины XX века. Во второй половине XX века становится заметной обратная связь между климатом и углеродным циклом, интенсивность которой увеличивается со временем. Согласно модельным расчётам, в XXI веке следует ожидать дальнейшего роста коэффициента усиления этой обратной связи. При сохранении современного темпа роста эмиссий углекислого газа в атмосферу это усиление продолжится несколько столетий. После этого коэффициент усиления обратной связи между климатом и углеродным циклом начинает уменьшаться, асимптотически стремясь к единице. Последнее названо эффектом транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом.

4. Показано, что физической причиной транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом (см. вывод 3) является логарифмическая зависимость радиационного возмущающего воздействия углекислого газа от его концентрации в атмосфере <7со2' Как следствие, при росте дС02 вклад дополнительного (связанного со взаимодействием между климатом и углеродным циклом) радиационного возмущающего воздействия углекислого газа в общий радиационный форсинг уменьшается.

5. Показано, что взаимодействие климата и углеродного цикла (без учёта геохимических циклов других элементов) при заданном сценарии антропогенных эмиссий СОг увеличивает глобальное потепление в XXI веке на и 10%.

хотя положительные значения её интенсивности более вероятны, чем отрицательные. В частности, при сценарии антропогенного воздействия SR.ES А2 интервал неопределённости интенсивности обратной связи между климатом и углеродным циклом к концу XXI века достигает (59 ± 98) млн-1 в терминах концентрации углекислого газа в атмосфере и (0.4 ± 0.7) Вт м'2 — в терминах радиационного возмущающего воздействия.

7. Проведены и проанализированы численные эксперименты с версией климатической модели, включающей в себя интерактивный блок эмиссий метана болотными экосистемами Ес1и,ы и уравнение для концентрации метана в атмосфере. При этом получено, что увеличение Есн,,ьл к концу XXI века составляет от четверти до половины их современного значения. Это приводит к дополнительному росту содержания метана в атмосфере на 10-20% (относительно расчётов с моделью, где рост этих эмиссий не учитывается) в зависимости от сценария антропогенного воздействия и момента времени. Однако связанные с этим увеличение мгновенного парникового радиационного возмущающего воздействия атмосферного метана и повышение средней приповерхностной температуры воздуха невелики (глобально не более 0.1 Вт м-2 и 0.05 К соответственно). Это указывает на относительную слабость обратной связи между климатом и метановым циклом.

8. В расчётах с климатической моделью получено, что изменение альбедо поверхности при замене естественной растительности сельскохозяйственными угодьями приводит к развитию охлаждающего радиационного возмущающего воздействия в большинстве регионов, кроме регионов естественной полупустынной растительности. Глобально осреднён-ное среднегодовое значение этого воздействия в конце XX века в оценено величиной —0.11 Вт м-2. Учёт радиационного эффекта землепользования приводит к заметному улучшению согласия модельных расчётов в исторический период с данными наблюдений. В частности, он важен для воспроизведения среднегодового похолодания и уменьшения осадков в субтропиках Евразии и Северной Америки, в Амазонии и в центральной Африке, а также для формирования локального максимума среднегодового и летнего потепления на востоке Китая. Возможной причиной уменьшения осадков при изменении альбедо при землепользовании является подавление конвективной активности в атмосфере в тёплый период (в тропиках — в течение всего года) и соответствующее уменьшение конвективных осадков.

зовании оказывает изменение альбедо поверхности при замене естественной растительности сельскохозяйственными угодьями. Влияние "маскировки" снега на это возмущающее воздействие существенно меньше, т.к. "маскировка" снега древесной растительностью может осуществляться лишь зимой в регионах умеренных и высоких широт, где инсоляция относительно мала. При широком интервале изменения значений параметров модели, определяющих величину изменения альбедо поверхности при землепользовании, неопределённость отклика модели, связанная с неопределённостью значений таких управляющих параметров в XXI веке не превышает 0.1 К.

10. В численных экспериментах с климатической моделью при задании сценариев антропогенного воздействия оценены изменения в XXI веке для климатических переменных, важных для взаимодействия климата и экосистем. В частности, общее потепление климата сопровождается удлинением вегетационного периода в средних и высоких широтах суши Северного полушария. Характерные значения увеличения длительности вегетационного периода во второй половине XXI века относительно конца XX столетия составляют от месяца до двух, а при наиболее агрессивном сценарии антропогенного воздействия SRES А2 в большом числе регионов превышают 2.5 мес. Влагосодержание деятельного слоя почвы меняется незначительно в XXI веке. Тем не менее, проявляются области как увеличения, так и уменьшения запаса влаги в почве с ростом значения этой переменной летом на полуострове Индокитай, на севере Европы и в субполярных регионах Северной Америки и уменьшением — на юге Сибири, на юге Европы и в Амазонии.

11. В численных экспериментах с климатической моделью с углеродным циклом при задании сценариев изменения площади сельскохозяйственных угодий по семейству сценариев, полученным в рамках проекта LUH (Land Use Harmonization), а других антропогенных воздействий — по сценарию SRES А2, проанализирована неопределённость будущих изменений характеристик климата и состояния экосистем, связанная с неопределённостью будущих сценариев землепользования. При этом получено, что различия в сценариях землепользования приводят к заметным различиям характеристик состояния наземных экосистем в XXI веке. Тем не менее, соответствующая неопределённость содержания углекислого газа в атмосфере оказывается очень малой (в XXI веке — не более 10 млн-1).

копление углерода в этой растительности, а также изменение запаса углерода в почве (с общим накоплением углерода в почве тропиков и субтропиков и регионами как накопления, так и потерь углерода почвы в более высоких широтах). В XXI веке устойчиво по ансамблю С02 из атмосферы поглощается лишь лесными экосистемами. Однако существенное различие антропогенных эмиссий между сценариями SRES в XXI веке приводит к статистически значимому между этими сценариями различию поглощения углекислого газа океаном, содержания углекислого газа в атмосфере и изменения температуры атмосферы у поверхности. В частности, в 2071-2100 гг. при сценарии SRES А2 (А1В, В1) концентрация углекислого газа в атмосфере к 2100 г. достигает значения 773 ±28 млн"1 (662±24 млн-1, 534±16 млн"1), а среднегодовое потепление в 2071-2100 гг. относительно 1961-1990 гг. при этом составляет 3.19 ±0.09 К (2.52 ±0.08 К, 1.84 ±0.06 К).

Список публикаций A.B. Елисеева по теме диссертации в рецензируемых изданиях

[1] Елисеев A.B. Оценка неопределенности будущих изменений концентрации углекислого газа в атмосфере и радиационного форсинга С02 // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 3. С. 301-310.

[2] Елисеев A.B. Сравнение климатической эффективности механизмов изменения альбедо поверхности суши при землепользовании // Известия РАН, Физика атмосферы и океана. 2011. Т. 47. [в печати].

[3] Елисеев A.B. Оценка изменения характеристик климата и углеродного цикла в XXI веке с учётом неопределённости значений параметров наземной биоты // Известия РАН, Физика атмосферы и океана. 2011. Т. 47. [в печати].

[4] Елисеев A.B., Мохов И.И., Петухов В.К. Моделирование квазидвухлетней цикличности температуры атмосферы и тенденций её эволюции при климатических изменениях // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1997. Т. 33. № 6. С. 733-742.

[5] Елисеев A.B., Мохов И.И., Вакалюк Н.Ю. Тенденции изменения фазовых характеристик годового хода приповерхностной температуры суши северного полушария // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2000. Т. 36. № 1. С. 16-26.

|6] Eliseev A.V., Mokhov I.I. Amplitude-phase characteristics of the annual cycle of surface air temperature in the Northern Hemisphere // Adv. Atmos. Sei. 2003. V. 20. № 1. P. 1-16.

[7] Елисеев А.В., Мохов И.И., Гусева М.С. Чувствительность амплитудно-фазовых характеристик годового хода приповерхностной температуры к изменению среднегодовой температуры: Сравнение данных реанализа и результатов расчётов с климатическими моделями // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2006. Т. 42. № 3. С. 326-340.

[8] Елисеев А.В., Мохов И.И., Карпенко А.А Взаимодействие климата и углеродного цикла в XX-XXI веках в модели климата промежуточной степени сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2007. Т. 43. № 1. С. 3-17.

[9] Елисеев А.В., Мохов И.И., Карпепко А.А Влияние учёта прямого радиационного воздействия сульфатных аэрозолей на результаты численных экспериментов с климатической моделью промежуточной сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2007. Т. 43. JV' 5. С. 591-601.

[10J Eliseev A.V., Mokhov I.I. Carbon cycle-climate feedback sensitivity to parameter changes of a zero-dimensional terrestrial carbon cycle scheme in a climate model of intermediate complexity // Theor. Appl. Climatol. 2007. V. 89. № 1-2. P. 9-24.

[11] Eliseev A.V., Mokhov I.I. Eventual saturation of the climate-carbon cycle feedback studied with a conceptual model // Ecol. Mod. 2008. V. 213. № 1. P. 127-132.

[12] Елисеев A.B., Мохов И.И., Аржанов M.M. и др. Взаимодействие метанового цикла и процессов в болотных экосистемах в климатической модели промежуточной сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 2. С. 147-162.

[13] Елисеев А.В., Мохов И.И. Влияние вулканической активности на изменение климата последних нескольких веков: оценки с климатической моделью промежуточной сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 6. С. 723-74G.

[14] Елисеев А.В., Аржанов М.М., Демченко П.Ф. и др. Изменения климатических характеристик суши внетропических широт Северного полушария в XXI веке: оценки с использованием климатической модели ИФА РАН // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2009. Т. 45. № 3. С. 291-304.

[15] Елисеев А.В., Мохов И.И. Влияние изменения альбедо поверхности суши при землепользовании на климат XVI-XXI веков: оценки с использованием КМ ИФА РАН // Проблемы экологического мониторинга и моделирования экосистем. Т. XXIII. Израэль Ю.А., Семёнов С.М., Абакумов В.А. и др. (ред.). М.: Институт глобального климата и экологии Росгидромета и РАН 2010. С. 39-66.

[16] Елисеев А.В., Мохов И.И. Модельные оценки эффективности ослабления и предотвращения глобального потепления климата в зависимости от сценариев контролируемых аэрозольных эмиссий в стратосферу // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2009. Т. 45. № 2. С. 232-244.

[17] Елисеев А.В., Мохов И.И., Карпенко А.А. Предотвращение глобального потепления с помощью контролируемых эмиссий аэрозолей в стратосферу: глобальные и региональные особенности отклика температуры по расчетам с КМ ИФА РАН // Оптика атмосферы и океана. 2009. Т. 22. № 6. С. 521-526.

[18] Eliseev A.V., Chemokulsky A.V., Karpenko А.А. et al. Global warming mitigation by sulphur loading in the stratosphere: Dependence of required emissions on allowable residual warming rate // Theor. Appl. Climatol. 2010. V. 101. № 1-2. P. 67-81.

[19] Елисеев А.В., Мохов И.И. Влияние учёта радиационного эффекта изменения альбедо поверхности суши при землепользовании на воспроизведение климата XVI-XXI веков // Известия РАН, Физика атмосферы и океана. 2011. Т. 47. № 1. [принята к публикации].

[20] Елисеев А.В., Мохов И.И., Мурышев К.Е. Оценки изменений климата XX-XXI веков с использованием версии климатической модели ИФА РАН, включающей в себя модель общей циркуляции океана // Метеорология и гидрология, [принята к публикации].

[21] Eliseev A.V., Mokhov I.I. Uncertainty of climate response to natural and anthropogenic forcings due to different land use scenarios // Adv. Atmos. Sci. 2010. [submitted].

[22] Мохов И.И., Елисеев A.B. Тенденции изменения характеристик годового хода температуры тропосферы и стратосферы // Изв. АН, Физика атмосферы и океана. 1997. Т. 33. № 4. С. 452-463.

[23] Petoukhov V.K., Mokhov I.I., Eliseev A.V. et al. The IAP RAS Global Climate Model. Moscow: Dialogue-MSU. 1998. 110 p.

[24] Handorf D., Petoukhov V.K., Dethloff K. et al. Decadal climate variability in a coupled atmosphere-ocean climate model of moderate complexity // J. Geophys. Res. 1999. V. 104. N< D22. P. 27253-27275.

[25] Мохов И.И., Демченко П.Ф., Елисеев A.B. и др. Оценки глобальных и региональных изменений климата в XIX-XXI веках на основе модели ИФА РАН с учётом антропогенных воздействий // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2002. Т. 38. № 5. С. 629-С42.

4Т

[26] Мохов И.И., Елисеев А.В., Демченко П.Ф. и др. Климатические изменения и их оценки с использованием глобальной модели ИФА РАН // Доклады АН. 2005. Т. 402. № 2. С. 243247.

[27] Petoukhov V., Claussen М., Berger A. et al. EMIC intercomparison project (EMIP-C02): Comparative analysis of EMIC simulations of current climate and equilibrium and transient reponses to atmospheric C02 doubling // Clim. Dyn. 2005. V. 25. № 4. P. 363-385.

[28] Мохов И.И., Елисеев А.В., Карпенко А. А. Чувствительность к антропогенным воздействиям глобальной климатической модели ИФА РАН с интерактивным углеродным циклом ,// Доклады АН. 2006. Т. 407. № 3. С. 400-^04.

[29] Мохов И.И., Елисеев А.В., Денисов С.Н. Модельная диагностика изменений эмиссии метана болотными экосистемами во второй половине XX века с использованием данных реапализа // Доклады АН. 2007. Т. 417. № 2. С. 258-262.

[30] Аржанов М.М., Демченко П.Ф., Елисеев А.В. и др. Воспроизведение характеристик почвы в равновесных численных экспериментах с моделью климата промежуточной сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 5. С. 591-610.

[31] Mokliov I.I., Eliseev A.V Explaining the eventual transient saturation of climate-carbon cycle feedback // Carbon Balance Management. 2008. V. 3. № 4. .

[32] Mokhov I.I., Eliseev A.V., Karpenko A.A. Decadal-to-centennial scale climate-carbon cycle interactions from global climate models simulations forced by anthropogenic emissions // Climate Change Reseacrh "Rends. Peretz L.N. (ed.). Hauppauge, NY: Nova Sci. Publ. 2008. P. 217-241.

[33] Денисов C.H., Елисеев А.В., Мохов И.И. Оценка изменений эмиссии метана болотными экосистемами Северной Евразии в XXI веке с использованием результатов расчётов с региональной моделью климата // Метеорология и гидрология. 2010. № 2. С. 55-62.

Подписано в печать: 10.11.10 Объем: 2,0 усл.п.л. Тираж: 100 экз. Заказ № 769735 Отпечатано в типографии «Реглет» 119526, г. Москва, пр-т Вернадского,39 (495) 363-78-90; www.reglet.ru

Содержание диссертации, доктора физико-математических наук, Елисеев, Алексей Викторович

Введение

I Взаимодействие климата и углеродного цикла на декадных и вековых масштабах

1 Модель взаимодействия климата и углеродного цикла на декадных и вековых масштабах

2 Транзитивное насыщение обратной связи между климатом и углеродным циклом

3 Влияние современной неопределённости характеристик взаимодействия климата и углеродного цикла на их поведение в XXI веке

II Влияние тропосферных сульфатных аэрозолей и метанового цикла на климатический отклик при парниковом антропогенном воздействии

4 Замедление потепления климата из—за прямого эффекта тропосферных сульфатных аэрозолей

5 Моделирование взаимодействия климата и метанового цикла

III Биогеофизические механизмы влияния экосистем на состояние климата

6 Влияние изменений альбедо поверхности суши при землепользовании на изменения климата XVI—XXI веков

7 Сравнение климатической эффективности механизмов изменения альбедо поверхности суши при землепользовании

IV Региональные особенности взаимодействия климата и углеродного цикла

8 Влияние антропогенных воздействий на климатические характеристики суши

9 Пространственно распределённая модель наземного углеродного цикла: чувствительность результатов расчётов к сценариям будущего изменения площади сельскохозяйственных угодий

10 Оценка изменения характеристик климата и углеродного цикла в XXI веке с учётом неопределённости значений параметров наземной биоты

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Изменение климата и характеристик наземных экосистем при наличии антропогенного и естественного воздействия"

Особенности взаимодействия климата и экосистем

Климатическая система, наряду с физическими компонентами — атмосферой, океаном, деятельным слоем суши и криосферой, включает в себя и экосистемы [2, 88, 91, 359]. При этом экосистемы являются составной частью каждой из указанных физических компонент климата, оказывая влияние на климатические характеристики на большом спектре пространственных и временных масштабов.

Традиционно взаимодействие климата и экосистем подразделяется на биогеофизическую и биогеохимическую компоненты. Биогеофизическое взаимодействие обусловлено влиянием состояния экосистем на альбедо поверхности, интенсивности турбулентного переноса тепла и влаги между атмосферой и деятельным слоем почвы и высотой шероховатости земной поверхности [2, 170, 172, 173, 178, 366, 403]. В частности, замена лесов умеренного пояса и бореальных лесов на травяную и кустарниковую растительность способствует развитию охлаждающего радиационного возмущающего воздействия на климат (РВВ, термин введён в [78]; в ряде публикаций используется также синонимичный термин "радиационный форсинг") [170, 172, 173, 356]. Кроме того, при этом изменяются интенсивность переноса тепла и влаги из почвы в атмосферу [172, 173].

Биогеохимическое взаимодействие между климатом и экосистемами обусловлено вовлечённостью экосистем в ряд биогеохимических циклов, определяющих, в частности, содержание радиационно-активных примесей в атмосфере. Наиболее изучен к настоящему времени углеродный цикл, важными составляющими которого являются цикл углекислого газа [2, 91, 133, 316, 401] и цикл метана [133, 193, 299, 300, 303, 307, 319, 375, 435]. Другим важным биогеохимическим циклом является азотный цикл [133, 237, 245], характеристики которого влияют на характеристики углеродного цикла [317, 376].

При этом следует иметь в виду, что биогеофизические и биогеохимические процессы, обуславливающие взаимодействие климата и экосистем, связаны и между собой. Изменение типов экосистем или перестройка функциональных типов растительности приводит к изменению характеристик и биогеофизических, и биогеохимических процессов. В частности, возможна взаимная компенсация между различными механизмами такого взаимодействия (напр. [170, 172, 403].)

Это утверждение можно проиллюстрировать уравнением баланса массы углекислого газа в атмосфере <7со2) рассматриваемым совместно с уравнением для глобально осреднённой среднегодовой температуры воздуха у поверхности Та<д. Считая углекислый газ в атмосфере хорошо перемешанным, изменение его среднегодовой концентрации можно записать в виде -^соа,// + ^СО 2,1и — ^СО 2,1 — ?с02,о, (1) где t — время, Eco2,ff и Eco2,iu — глобальные значения антропогенных эмиссий углекислого газа за счёт сжигания топлива и землепользования соответственно, Fcq.2,i и Fco2,0 ~ потоки углекислого газа (в углеродных единицах) из атмосферы в наземные и морские экосистемы соответственно. В свою очередь, аномалии Та,д от доиндустриального равновесного состояния могут быть описаны с использованием уравнения баланса энергии

CdATaJdt = Rg-V (АТа>д) (2) где глобально осреднённое радиационное возмущающее воздействие Rg = Rco2,9 + Rothcr,g, глобально осреднённое РВВ из-за изменения содержания углекислого газа в атмосфере Rco2,g = ^о^п(ясо2/ясо2,о) с Д) = 5.4 Вт м-2 К-1 [197, 344], qco2,o ~ начальное значение концентрации углекислого газа в атмосфере, С — теплоёмкость системы на единицу площади, R0ther,g ~ глобально осреднённое РВВ из-за других внешних воздействий на систему, а Т> (ATai3) — оператор, характеризующий динамику климатического отклика. В уравнении (1) переменные Fco2,i и -Рсо2,о зависят от климатических характеристик. В общем случае, при климатических изменениях меняются продуктивность наземных и морских экосистем, соответствующий запас биомассы, длительность пожарного сезона и частота природных пожаров, растворимость углекислого газа в морской воде, а также перестраивается океанической циркуляция, переносящая СОг как примесь. Петля взаимодействия между климатом и углеродным циклом замыкается за счёт явной зависимости парникового РВВ от qco2 в уравнении (2).

Это позволяет ввести понятие обратной связи между климатом и углеродным циклом [204, 234-236] (более точно её следовало бы назвать обратной связью между климатом и циклом углекислого газа) и ввести соответствующий параметр обратной связи. В частности, с климал тической моделью, в явном виде учитывающей углеродный цикл, можно провести два численных эксперимента. В одном из них (обозначаемом индексом с) используется полная версия модели. Второе интегрирование (обозначаемое индексом и) проводится с версией, в которой не учитывается влияние изменений климата на состояние углеродного цикла. В этом случае параметр обратной связи между климатом и углеродным циклом определяется согласно [204, 234-236] со = gcc>2 ~ gco2,o ^

Ясо2 ~ Qco2,o ' а коэффициент усиления обратной связи между климатом и углеродным циклом — в виде

9СС>2 = (/С02 - 1) //сОа- (4)

Такое определение характеристик обратных связей является традиционным в климате [249J (см. также обсуждение понятия обратных связей в других дисциплинах в [386]). В случае /со2 > 1 (что эквивалентно 9со2 > 0) обратная связь между климатом и углеродным циклом является положительной, при /со2 < 1 (или fjco2 < 0) — отрицательной. В первом случае взаимодействие климата и углеродного цикла усиливает накопление углекислого газа в атмосфере и, следовательно, климатический отклик. Во втором, наоборот, в полной модели (с) при одних и тех же антроногенных эмиссиях СОг увеличение 9002,0 и Та,д оказывается меньшим, чем в модели с односторонней связью (и). Для абсолютного большинства современных климатических моделей с углеродным циклом характерна положительность обратной связи между климатом и углеродным циклом [198]. Последнее было продемонстрировано, например, в проекте сравнения климатических моделей с углеродным циклом С4М1Р (Coupled Climate-Carbon Cycle Intercomparison Project) [235].

Балансовые уравнения, подобные (1), можно записать для содержания и других веществ, вовлечённых в биогеохимические циклы (см., напр., главу 5). В случае, когда изменение содержания такого вещества в атмосфере приводит к развитию РВВ, это, подобно случаю углекислого газа, позволяет ввести понятие обратной связи между климатом и химическим циклом таких веществ. Для метанового цикла такой анализ проводится в главе 5.

Изменения характеристик климата и экосистем (за исключением изменения площади сельскохозяйственных угодий) за период последних нескольких столетий, охватываемый инструментальными наблюдения ми и наиболее надёжными реконструкциями, малы по сравнению с соответствующими изменениями, ожидаемыми в XXI веке и последующие несколько столетий [41, 46, 113, 198, 285, 340]. Как следствие, значения идентичных по физическому смыслу управляющих параметров различных моделей, удовлетворительно воспроизводящих изменения характеристик климата и экосистем за период инструментальных наблюдений, могут существенно отличаться между собой. В частности, несмотря на преобладание положительной обратной связи между климатом и углеродным циклом в ансамбле современных климатических моделей с углеродным циклом, при глобальном осреднении изменения характеристик климата и углеродного цикла вплоть, по крайней мере, до середины XX века в целом могут быть воспроизведены как полной версией климатической модели, так и версией модели с односторонней связью между климатом и углеродным циклом [285, 330]. Дополнительные затруднения детерминистического анализа взаимодействия климата и экосистем вносятся возможным влиянием естественных внешних воздействий на климат и экосистемы, а также естественной климатической изменчивостью. На масштабах от нескольких десятилетий до нескольких тысячелетий среди внешних потенциально важными могут быть изменение солнечного излучения и вулканические извержения [94, 106, 107, 113, 164, 167

169, 198, 207, 304, 381, 405]. Принципиальная возможность существенного вклада естественной изменчивости в климатические вариации в период инструментальных наблюдений была продемонстрирована, например, в [113, 121, 198, 211, 279].

В принципе, для ограничения интервала вариаций управляющих параметров климатических моделей можно было бы использовать изменения климата для разных палеоэпох (прежде всего — для циклов "ледниковый период-межледниковье"), характеризующихся большими изменениями состояния климата и экосистем [13, 16, 74, 89, 116, 431]. Однако значительная неопределённость соответствующих палеореконструк-ций (за исключением, возможно, содержания углекислого газа и других долгоживущих парниковых газов в атмосфере; см., напр., [160, 164, 198]) затрудняет подобные сравнения. Более того, с физической точки зрения взаимодействие климата и экосистем способно принципиально различаться в современный период и даже в относительно недавние палео-эпохи. Основной причиной этого является наличие сильного антропогенного воздействия на земную систему в исторический период (особенно — в XX веке), с одной стороны, и отсутствие такого воздействия в палео-эпохи старше нескольких тысячелетий (в том числе — в циклы "ледниковый период-межледниковье") — с другой. Указанное различие можно проиллюстрировать на примере углеродного цикла. Для простоты можно считать, что известны зависимости (возможно, в виде функционалов) FcQ2,1 = ^с02,1 {яс02, &Та!д) и Fc02,o = ^с02,о (qc02, ыа,д)- При отсутствии антропогенного воздействия в уравнении (1) Eco2,ff = Eco2,iu = 0. В этом случае неавтономность системы может возникать только из-за вынуждающих сил (внешних воздействий), связанных с R0ther,g• При этом граф отклика можно записать в виде R0ther,g ЛТа)9 => (]со2- При наличии же антропогенных эмиссий, но при R0ther,g = 0, он превращается в граф с обратной связью: Eco2,ff,ECo2,iu => qcо2 Rco2,g A7naii? <7со2- Если все ECo2,ff Ф 0> ЕСо2Ли ф 0, R0ther,g Ф 0, то граф отклика ещё более усложняется.

В связи с последним можно специально выделить работу [23], в которой получено, что калибровка одной и той же модели по индустриальному периоду, с одной стороны, и доиндустриалыюму — с другой, приводит к разному набору значений управляющих параметров модели. Более того, динамические свойства соответствующих систем принципиально различны при выборе периода калибровки (H.H. Завалишин, личное сообщение).

Как следствие, для оценки неопределённости, возникающей из-за недостаточного знания значений управляющих параметров [41, 145, 254, 343, 447], целесообразна постановка численных экспериментов в ансамблевой форме, которая позволяет проводить оценки будущих изменений характеристик климатической системы не только в терминах "средней" (часто интерпретируемой как "наиболее вероятной") траектории, но и интервала неопределённости (например, доверительного интервала или стандартного отклонения) таких оценок [145, 259, 342, 343, 372, 413]. Более того, неопределённость оценки будущих изменений климата может возникать не только вследствие неопределённости значений управляющих параметров используемой математической модели, но и из-за недостаточной точности знания начальных условий интегрирования [34, 254, 342, 353, 372], сценариев антропогенного воздействия [254, 414) или структурной неопределённости (связанной с недостаточным знанием структуры определяющих уравнений и расчётных алгоритмов задачи) [342, 447].

Наиболее строгим подходом к оценке характеристик неопределённости климатических расчётов является построение функций распределения вероятности для характеристик изменения состояния климата [88].

Вычисление таких функций распределения и их изменений при изменениях климатического состояния, в свою очередь, требует постановки ансамблевых численных экспериментов с большими вычислительными затратами. В связи с последним часто используют ансамбль современных климатических моделей [84], например, ансамбля климатических моделей Четвёртого отчёта Межправительственной группы экспертов по изменению климата [198], численные эксперименты с которыми проводятся по заданному общему протоколу (см., напр., [139, 242]). Однако этот ансамбль, вообще говоря, не описывает все возможные значения управляющих параметров системы и допустимого (не противоречащего современным знаниям) множества начальных условий, в связи с чем в англоязычной литературе он получил название "ensemble of opportunity" [412]. Можно также ожидать, что это утверждение справедливо и в отношении другого ансамбля — ансамбля климатических моделей с углеродным циклом, использованного в проекте С4М1Р и LUCID (Land-Use and Climate, Identification of Robust Impacts) [366].

Таким образом, целесообразна постановка специальных ансамблевых численных экспериментов с климатическими моделями, в которых те или иные параметры моделей варьируются систематическим образом [41, 46, 145, 221, 232, 353, 391, 447]. Однако, наряду с большими вычислительными затратами при таких экспериментах, дополнительным затруднением является выделение членов ансамбля, реалистично воспроизводящих наблюдаемые особенности изменения климата. Влияние нереалистичных членов этих экспериментов на статистические характеристики оценок будущих изменений климата должно быть исключено [41, 46, 145, 221, 232, 353, 391, 447].

В то же время, при таком ансамблевом подходе трудоёмкость детального сравнения особенностей воспроизведения климата в отдельных членах ансамблевого численного эксперимента при большом объёме последнего приводит к необходимости использования при таком сравнении методов объективной оценки реалистичности модельных расчётов при тех или иных значениях управляющих параметров модели, сценариев внешних воздействий на климат и начальных условий интегрирования.

В диссертационной работе подобный вероятностный подход, основанной на байесовой статистике, используется для оценок будущих изменений состояния климата и характеристик углеродного цикла в XXI веке при антропогенном воздействии на систему (см. главы 3 и 10). Возможные влияния естественных воздействия на климат, по-видимому, не дадут заметного вклада в оценку неопределённости климатических изменений в XXI веке [93, 94].

Актуальность работы

Рост глобальной приповерхностной температуры Та отмечается по инструментальных наблюдений за последние 150 лет [198]. Линейный тренд температуры атмосферы у поверхности при глобальном осреднении за XX век составляет 0.6 ±0.2 К/столетие. Регионально и по отдельным сезонам потепление может быть ещё более значительным. Так, в большой части Евразии и Северной Америки коэффициент линейного тренда Та превышает 1.5 К/столетие [31, 32, 113, 198, 246]. Существенные изменения отмечаются не только для температуры, но и для других климатических характеристик, напрямую влияющих на состояние экосистем. В частности, отмечаются статистически значимые изменения количества осадков и частоты их выпадения [24, 63, 72, 73,113,119,125,198, 209, 294] и влагосодержания почвы [63, 198, 209, 383]. Для России особенно важными представляются тенденции уменьшения увлажнения в основных регионах сельскохозяйственного производства на юге Европейской части и запада Сибири [113, 125, 198, 209], а также общий рост осадков в северной части страны [104,105, 108, 109,113,125,198, 209, 290, 291]. Ещё более значимые изменения климата ожидаются в XXI веке [20, 57, 8486, 113, 198].

Такие климатические изменения могут способствовать как увеличению, так и уменьшению продуктивности экосистем [14, 27, 30, 71, 96, 127-131, 140, 141, 349, 402]. Они также способствуют смещению границ ареалов экосистем [11, 15, 29, 82, 114, 137, 143, 433]. Существенными факторами являются обусловленные климатом опустынивание [24, 63 65, 114, 198, 209] или, наоборот, увеличение гумидности климата и восстановление растительности [24, 114, 125, 198]. Кроме того, климатические изменения могут привести к увеличению летней пожароопасности в регионах распространения лесных биомов [83, 110, 111, 144, 434]. Потепление климата может привести также к таянию вечной мерзлоты [33, 42, 152, 153, 394] с дополнительным выделением углекислого газа и метана, в настоящее время запасённых в многолетенмёрзлом почво-грунте [38, 152, 394, 395, 457-459]. Взаимодействие климата и экосистем, в принципе, способно заметно изменить климатический отклик на внешние воздействия [80, 185, 194, 200, 378, 428, 438].

Более того, взаимодействия климата и экосистем само может привести к климатическим изменениям. Для пустынных регионов такая возможность была продемонстрирована в [187, 188]. В [179, 195] было получено, что особенности системы " климат-растительность " в регионе Сахары приводят к наличию мультистабильности климата в этом регионе, что, в свою очередь, могло служить причиной опустынивания Сахары в середине голоцена, известного поданным палеореконструкций [189, 369]. Взаимодействие климата и экосистем может привести к появлению множественных положений равновесия системы [179, 377, 438, 452]. Выделение метана из экосистем могло служить причиной резкого потепления климата 55 млн. лет назад [25].

Для России, более половины площади которой покрыто лесами, прежде всего сибирской тайгой [62, 399], влияние взаимодействия климата и экосистем на состояние климатической системы представляется особенно важным. В частности, российские леса в настоящее время служат значительным стоком антропогенного углерода из атмосферы [62, 166, 399], способствуя стабилизации климата [114, 133, 198].

Как следствие, в последние годы в климатические модели активно внедряются интерактивные блоки углеродного цикла [17, 177, 181, 204, 234, 325, 326, 448]. В частности, несколько версий схемы углеродного цикла были разработаны автором диссертационной работы и включены в климатическую модель ИФА РАН [39, 46, 56, 101, 102, 221, 224]. Основным результатом численных экспериментов с такими моделями явилось выявление положительности обратной связи между климатом и углеродным циклом [235, 236]. В дальнейшем ряд климатических моделей был расширен блокам интерактивного метанового цикла [18, 52, 238] и взаимодействием углеродного и азотного циклов [239, 276, 408, 427, 450]. Последнее способно изменить функционирование экосистем и, следовательно, поглощение ими углекислого газа из атмосферы [239, 276, 408, 427, 445, 450]. При этом следует отметить, что в настоящее время развиваются и более простые климатические модели с углеродным циклом, служащие примерами минимального описания системы и в ряде случаев допускающие аналитические решения. С такими моделями был получен ряд важных результатов, характеризующих взаимодействие климата и углеродного цикла [10, 23, 69, 122, 123, 163, 222, 309, 336, 416-418].

Цели работы

2. Физическое описание механизмов взаимодействия климата и экосистем на указанных масштабах.

4. Оценка неопределённости изменений характеристик состояния климата и экосистем в XXI веке, связанная с неопределённостью взаимодействия между ними.

Методы исследования

Основные результаты диссертационной работы были получены с использованием климатической модели (КМ), разработанной в Институте физики атмосферы им. A.M. Обухова РАН (ИФА РАН) при непосредственном участии автора [3, 39, 40, 42, 45, 47, 49, 52, 56, 57, 95, 99, 102, 221, 224, 248, 362]. КМ ИФА РАН — единственная российская модель, относящаяся к классу моделей промежуточной сложности [196, 360]. Она также, наряду с моделью общей циркуляции Института вычислительной математики РАН [17-20], является одной из двух российских трёхмерных климатических моделей, включающей в себя блоки атмосферы, океана и углеродного и метанового циклов (см. ниже).

КМ ИФА РАН включает в себя блоки переноса коротковолновой и длинноволновой радиации, конвекции, образования облаков и осадков. В настоящее время в схеме переноса коротковолновой радиации учитывается влияние альбедо поверхности, характеристик облачности, водяного пара, озона и тропосферных сульфатных аэрозолей [45, 49, 57, 99] (более I подробно см. также главы 4 и 6). В блоке переноса длинноволновой радиации учитывается температура и влажность атмосферы, облачность, углекислый газ, метан, закись азота и фреоны [52, 56, 99, 102]. Крупномасштабная динамика атмосферы (с масштабом больше синоптического) описывается явно [117, 248, 362]. Синоптические процессы параметризованы в предположении гауссовости их ансамблей [248, 362] (в последующем планируется перестройка КМ ИФА РАН с целью отказа от этого допущения [361]. Последнее позволяет существенно уменьшить время, необходимое для расчётов с моделью. В частности, при использова1 нии единственного ядра процессора Intel Core2 Quad Q9400 необходимое время интегрирования КМ ИФА РАН на один модельный год составляет до 22 с в зависимости от версии модели. Характеристики морского льда в КМ ИФА РАИ рассчитываются диагностически в зависимости от приповерхностной температуры атмосферы и температуры поверхности океана. В рамках работы над материалом, включённым в диссертационную работу, КМ ИФА РАН была дополнена блоками глобально осред-нённого углеродного цикла [56, 102, 221, 340], наземная часть которого впоследствии была заменена пространственно-распределённой моделью [39, 224], а также блоком метанового цикла [52]. В расчётах с моделью, включённых в главы 8-10, использовалась версия КМ ИФА РАН с детальным блоком процессов термо- и гидрофизики почвогрунта [3, 5, 8] с 240 уровнями по вертикали. В более ранних версиях модели, результаты расчётов с которыми включены в остальные главы диссертационной работы, термическое состояние верхнего слоя почвы рассчитывалось с использованием более простых моделей переноса тепла в почвогрунте в частности, с использованием модели [81]), а гидрология почвы была предписана. Горизонтальное разрешение версий КМ ИФА РАН, использованных в диссертационной работе, составляет 4.5° широты и 6° долготы с 8 уровнями по вертикали в атмосфере (вплоть до 80 км) и 3 уровнями в океане.

Хотя современное поколение климатических моделей промежуточной сложности и затруднительно применять на масштабах от нескольких лет до примерно десятилетия, на междекадном масштабе они достаточно реалистично описывают отклик климата на внешние воздействия (см. [47, 99, 196, 326, 403]). Именно междекадный и более длительный масштаб времени характерен для развития антропогенного воздействия в последние столетия и для изменений такого воздействия, ожидаемых в последующие несколько столетий. В частности, несмотря на используемые упрощения, КМ ИФА РАН реалистично воспроизводит доиндустри-альное и современное состояние климатической системы, а также общие характеристики климатических изменений последних нескольких столетий (в том числе — наблюдавшиеся в XX веке) [3, 42, 45, 47, 49, 52, 56, 57, 61, 95, 99, 102, 220, 221, 224, 248, 360, 362]. Изменения характеристик состояния климата и экосистем в КМ ИФА РАН при различных сценариях антропогенного воздействия на климат в XXI веке также находятся внутри интервала, получающегося по расчётам с другими современными моделями климата [42, 45, 47, 49, 52, 56, 57, 60, 99, 102, 220, 221, 224, 360]. В частности, важная характеристика чувствительности модельного климата к внешним воздействиям — равновесное изменение глобально осред-нённой среднегодовой температуры атмосферы у поверхности при удвоении содержания углекислого газа в атмосфере ДТ2х со2 ~ в использованных в работе версиях КМ ИФА РАН равна 2.2 К. Эта величина находится в нижней части интервала от 2 К до 4.5 К, характерного для современных моделей климата различной сложности [198, 360].

Вычислительная дешевизна КМ ИФА РАН позволяет эффективно проводить ансамблевые численные эксперименты с моделью, анализируя зависимость полученных результатов в зависимости от начальных условий [34J, управляющих параметров модели [39-41, 46, 221] или сценариев внешнего воздействия на систему [39, 40, 45, 49, 224].

При постановке численных экспериментов использовались наиболее современные реконструкции антропогенного воздействия на климат и сценарии будущих климатических изменений (см. разделы 1.2, 4.3 и 6.2). Расчёты главы 2 проводились с идеализированными сценариями антропогенного воздействия на климат с целью большей наглядности полученных результатов.

Особенностью представленной диссертационной работы является широкое использование ансамблевой постановки численных экспериментов с изменением начальных условий интегрирования (глава 6), сценариев внешнего воздействия на климат (главы 2, 6, 7, 9, 10), и управляющих параметров модели (главы 2, 3, 7, 10). Следует отметить, что такие численные эксперименты требуют значительных вычислительных затрат. В частности, суммарная длина численных экспериментов с КМ ИФА РАН, анализируемых в работе, равна 698 581 модельных года. Расчёты такой длительности с детальными моделями общей циркуляции весьма затруднительны. Это обуславливает использование климатической модели промежуточной сложности для целей диссертационной работы.

В работе используются методы анализа ансамблевых численных экспериментов. Они основаны либо на диаграммах Тэйлора [364, 420], либо на байесовой статистике [41, 262, 289, 310, 424]. Указанные методы используются в главах 3, 7 и 10.

Основные положения выносимые на защиту

На защиту выносятся:

7. Оценка климатического влияния механизмов изменения альбедо поверхности суши при землепользовании.

Научная новизна

Впервые виолучена оценка климатической эффективности обратной связи между климатом и метановым циклом.

В численных экспериментах с климатической моделью впервые показано влияния изменения площади сельскохозяйственных угодий на изменение климата соответствующих регионов. В частности, уменьшение осадков в этих регионах связано с увеличением площади сельскохозяйственных угодий в них.

Впервые проведено сравнение климатической эффективности механизмов воздействия землепользования, связанных с изменением альбедо поверхности, при реалистичных сценариях антропогенного воздействия на климатическую систему.

Впервые показано, что неопределённость будущих антропогенных воздействий на климат, связанная с неопределённостью будущих сценариев землепользования, хотя и заметно влияет на характеристики состояния наземных экосистем, лишь немного изменяет содержание углекислого газа в атмосфере в XXI веке и состояние климата.

Впервые количественно оценена неопределённость изменений климата в XXI веке, связанная с неопределённостью значений управляющих параметров наземной биоты.

Научная и практическая значимость

• Разработанная глобально-осреднённая климатическая модель с углеродным циклом используется в курсах лекций "Основы теории климата" , читаемых на кафедре физики атмосферы физического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова и на кафедре термогидромеханики океана факультета аэрофизики и космических исследований Московского физико-технического института.

• Выявленные характерные периоды значимости обратной связи между климатом и углеродным циклом, а также выявленный эффект транзитивного насыщения этой обратной связи открывают новые перспективы для понимания динамики климатической системы и для анализа применимости тех или иных моделей для воспроизведения эволюции системы в заданный период.

• Проведённые расчёты изменения климата и глобального углеродного цикла в XXI веке с учётом неопределённости, возникающей из-за неопределённости значений управляющих параметров модели и сценариев изменения площади сельскохозяйственных угодий, открывают новые перспективы в численном моделировании климата, при которых климатический отклик на внешние воздействия оценивается не только в терминах "средней" (часто интерпретируемой как "наиболее вероятной") траектории, но и интервала неопределённости (например, доверительного интервала или стандартного отклонения) таких оценок.

Апробация работы

Основные результаты работы докладывались автором на заседаниях Учёного совета Института физики атмосферы им. A.M. Обухова РАН (2005-2010 гг.), на заседаниях Секции метеорологии и атмосферных наук Национального геофизического комитета РАН (2005 г.), на семинарах Отдела исследования климатических процессов Института физики атмосферы им. А. М. Обухова РАН (2005-2010 гг.), семинаре Метеорологического института им. Макса Планка (Гамбург, ФРГ, 2009 г.), на ежегодных ассамблеях Европейского геофизического общества/Европейского геофизического союза (2003 г., 2008 г., 2010 г.), Всемирной конференции по изменению климата (Москва, 2003 г.), международной конференции Climate Change: Global Risks, Challenges and Decisions (Копенгаген, > 2009 г.), международной конференции ENVIROMIS (Томск, 2006, 2008, 2010 гг.), международной конференции "Криогенные ресурсы полярных регионов"(Пущино, Тюмень, 2005, 2007, 2008 гг.), Международном симпозиуме "Физика атмосферы: наука и образование" (Санкт-Петербург, 2007 г.), Восьмом сибирском совещании по климато-экологическому мониторингу (Томск, 2009 г.), школах молодых учёных "Состав атмосферы.

Атмосферное электричество. Климатические процессы" (проводящихся совместно ИФА им. A.M. Обухова РАН, ИПФ РАН и геофизической обсерваторией "Борок" ИФЗ РАН, 2006-2009 гг.)

По теме диссертации опубликована 51 работа [3, 35-37, 39-42, 4561, 95, 97-103, 157, 215, 217-225, 248, 336, 338-340, 360, 362], в том числе 33 — в отечественных и зарубежных рецензируемых изданиях.

Личный вклад автора

Часть I

Взаимодействие климата и углеродного цикла на декадных и вековых масштабах

Заключение Диссертация по теме "Физика атмосферы и гидросферы", Елисеев, Алексей Викторович

Основные результаты работы состоят в следующем.

3. Выявлены характерные временные периоды, различающиеся между собой относительным вкладом процессов накопления С02 в атмосфере при антропогенных эмиссиях и климатический отклик на него. В начальный период таких эмиссий обратная связь между климатом и углеродным циклом не играет заметной роли. При этом накопление С02 в атмосфере практически полностью определяется его антропогенными эмиссиями и прямыми эффектами влияния изменения концентрации углекислого газа на его поглощение из атмосферы наземными экосистемами и океаном. В земной климатической системе этот период продолжался с начала антропогенного периода вплоть до середины XX века. Во второй половине XX века становится заметной обратная связь между климатом и углеродным циклом, интенсивность которой увеличивается со временем. Согласно модельным расчётам, в XXI веке следует ожидать дальнейшего роста коэффициента усиления этой обратной связи. При сохранении современного темпа роста эмиссий углекислого газа в атмосферу это усиление продолжится несколько столетий. После этого коэффициент усиления обратной связи между климатом и углеродным циклом начинает уменьшаться, асимптотически стремясь к единице. Последнее названо эффектом транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом.

4. Показано, что физической причиной транзитивного насыщения обратной связи между климатом и углеродным циклом (см. вывод 3) является логарифмическая зависимость радиационного возмущающего воздействия углекислого газа от его концентрации в атмосфере <?со2 • Как следствие, при росте qco■¿ вклад дополнительного (связанного со взаимодействием между климатом и углеродным циклом) радиационного возмущающего воздействия углекислого газа в общий радиационный форсинг уменьшается.

5. Показано, что взаимодействие климата и углеродного цикла (без учёта геохимических циклов других элементов) при заданном сценарии антропогенных эмиссий С02 увеличивает глобальное потепление в XXI веке на ~ 10%.

6. В ансамблевом численном эксперименте с климатической моделью показано, что изменения характеристик климата и углеродного цикла, наблюдавшиеся в XX веке, хотя и полезны для калибровки климатических моделей с углеродным циклом, всё-таки недостаточны для ограничения интенсивности обратной связи между климатом и углеродным циклом. При этом неопределённость возникает даже в знаке этой обратной связи, хотя положительные значения её интенсивности более вероятны, чем отрицательные. В частности, при сценарии антропогенного воздействия SR.ES А2 интервал неопределённости интенсивности обратной связи между климатом и углеродным циклом к концу XXI века достигает (59±98) млн-1 в терминах концентрации углекислого газа в атмосфере и (0.4±0.7) Вт м-2 — в терминах радиационного возмущающего воздействия.

7. Проведены и проанализированы численные эксперименты с версией климатической модели, включающей в себя интерактивный блок эмиссий метана болотными экосистемами -Есщ.Ья и уравнение для концентрации метана в атмосфере. При этом получено, что увеличение Есщ,ьа к концу XXI века составляет от четверти до половины их современного значения. Это приводит к дополнительному росту содержания метана в атмосфере на 10-20% (относительно расчётов с моделью, где рост этих эмиссий не учитывается) в зависимости от сценария антропогенного воздействия и момента времени. Однако связанные с этим увеличение мгновенного парникового радиационного возмущающего воздействия атмосферного метана и повышение средней приповерхностной температуры воздуха невелики (глобально не более 0.1 Вт м-2 и 0.05 К соответственно). Это указывает на относительную слабость обратной связи между климатом и метановым циклом.

8. В расчётах с климатической моделью получено, что изменение альбедо поверхности при замене естественной растительности сельскохозяйственными угодьями приводит к развитию охлаждающего радиационного возмущающего воздействия в большинстве регионов, кроме регионов естественной полупустынной растительности. Глобально осреднённое среднегодовое значение этого воздействия в конце XX века в оценено величиной —0.11 Вт м-2. Учёт радиационного эффекта землепользования приводит к заметному улучшению согласия модельных расчётов в исторический период с данными наблюдений. В частности, он важен для воспроизведения среднегодового похолодания и уменьшения осадков в субтропиках Евразии и Северной Америки, в Амазонии и в центральной Африке, а также для формирования локального максимума среднегодового и летнего потепления на востоке Китая. Возможной причиной уменьшения осадков при изменении альбедо при землепользовании является подавление конвективной активности в атмосфере в тёплый период (в тропиках — в течение всего года) и соответствующее уменьшение конвективных осадков.

9. В ансамблевых численных экспериментах с климатической моделью при задании, наряду с другими антропогенными воздействиями на климат, реалистичных сценариев землепользования получено, что наибольшее влияние на глобально осреднённое среднегодовое радиационное возмущающее воздействие на верхней границе атмосферы при землепользовании оказывает изменение альбедо поверхности при замене естественной растительности сельскохозяйственными угодьями. Влияние "маскировки" снега на это возмущающее воздействие существенно меньше, т.к. "маскировка" снега древесной растительностью может осуществляться лишь зимой в регионах умеренных и высоких широт, где инсоляция относительно мала. При широком интервале изменения значений параметров модели, определяющих величину изменения альбедо поверхности при землепользовании, неопределённость отклика модели, связанная с неопределённостью значений таких управляющих параметров в XXI веке не превышает 0.1 К.

12. В ансамблевых численных экспериментах при задании сценариев антропогенного воздействия на климат в XXI веке получено, что для глобальных величин основных характеристик наземного углеродного цикла сценарии семейства SR.ES статистически неразличимы между собой. В большинстве регионов устойчиво по ансамблю в XXI веке проявляется увеличение чистой продукции наземной растительности (особенно вне тропиков) и накопление углерода в этой растительности, а также изменение запаса углерода в почве (с общим накоплением углерода в почве тропиков и субтропиков и регионами как накопления, так и потерь углерода почвы в более высоких широтах). В XXI веке устойчиво по ансамблю С02 из атмосферы поглощается лишь лесными экосистемами. Однако существенное различие антропогенных эмиссий между сценариями ЭВЕЭ в XXI веке приводит к статистически значимому между этими сценариями различию поглощения углекислого газа океаном, содержания углекислого газа в атмосфере и изменения температуры атмосферы у поверхности. В частности, в 2071-2100 гг. при сценарии SRES А2 (А1В, В1) концентрация углекислого газа в атмосфере к 2100 г. достигает значения 773±28 млн-1 (662±24 млн-1, 534±16 млн-1), а среднегодовое потепление в 2071-2100 гг. относительно 1961-1990 гг. при этом составляет 3.19±0.09 К (2.52±0.08 К, 1.84 ±0.06 К).

В заключение с удовольствием выражаю глубокую благодарность своему учителю — члену корреспонденту РАН И.И. Мохову за годы совместной работы, постановку многих задач исследований и научное руководство дипломной работой и диссертацией на соискание степени к.ф.-м.н. Глубокую признательность выражаю В.К. Петухову, который является первоначальным создателем КМ ИФА РАН и с которым мне посчастливилось многократно совместно работать. Я также искренне благодарен академику Г.С. Голицыну, который с моих первых шагов в науке с большим вниманием относился к моей работе и поддерживал её. С благодарностью упоминаю сотрудников ИФА им. A.M. Обухова РАН, в соавторстве с которыми были получены результаты, составившие основу данной диссертационной работы, прежде всего М.М. Аржанова, П.Ф. Демченко, С.Н.Денисова, A.A. Карпенко, К.Е. Мурыше-ва и A.B. Чернокульского. Ряд результатов диссертационной работы был бы невозможен без многочисленных и плодотворных обсуждений с В.А. Бровкиным, A.C. Гинзбургом, J1.JI. Голубятниковым, H.H. Зава-лишиным, В.А. Семёновым и В.Ч. Хоном. Кроме того, выражаю искреннюю благодарность моей супруге Ольге Толковой за поддержку во время подготовки диссертационной работы. Сценарии изменения содержания аэрозолей в тропосфере, использованные в главах 4-10, были предоставлены автору J1. Хоровитцем.

Заключение

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора физико-математических наук, Елисеев, Алексей Викторович, Москва

1. Александров Г.А., Голицын Г.С, Мохов И.И., Петухов В.К. Глобальные изменения климата и регулирующая роль болот // Изв. АН СССР, серия географическая. 1994. № 2. С. 5-15.

2. Антропогенные изменения климата. / Будыко М.И., Израэль Ю.А. (ред.). JL: Гидрометеоиздат. 1987. 406 с.

3. Аржанов М.М., Демченко П.Ф., Елисеев A.B., Мохов И.И. Воспроизведение характеристик почвы в равновесных численных экспериментах с моделью климата промежуточной сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 5. С. 591-610.

4. Аржанов М.М., Елисеев A.B., Демченко П.Ф., Мохов И.И. Моделирование изменений температурного и гидрологического режимов приповерхностной мерзлоты с использованием климатических данных (реанализа) // Криосфера Земли. 2007. Т. XI. № 4. С. 65-69.

5. Базилевич Н.И., Титлянова A.A. Биотический круговорот на пяти континентах: азот и зольные элементы в природных наземных экосистемах. Новосибирск: Издательство СО РАН. 2008. 381 с.

6. Барцев С.И., Дегерменджи А.Г., Ерохин Д.В. Глобальная минимальная модель многолетней динамики углерода в биосфере // Доклады АН. 2005. Т. 401. № 2. С. 233-237.

7. Богатырев Б.Г. Модель переходных процессов в системе тундра-тайга // Доклады АН СССР. 1991. Т. 316. № 2. С. 508-511.

8. Будыко М.И. Изменение климата. JL: Гидрометеоиздат. 1974. 280 с.

9. Будыко M.И. Климат в прошлом и будущем. JL: Гидрометеоиздат. 1980. 352 с.

10. Ваганов Е.А., Ведрова Э.Ф., Верховен, C.B. и др. Леса и болота Сибири в глобальном цикле углерода // Сибирский экологический журнал. 2005. Т. 12. № 4. С. 631-650.

11. Ваганов Е.А., Шиятов С.Г., Мазепа B.C. Дендроклиматические исследования в Урало-Сибирской субарктике. Новосибирск: Наука. 1996. 324 с.

12. Величко A.A., Беляев A.B., Климанов В.А., Георгиади А.Г. Реконструкция климатических условий и речного стока северного полушария в оптимумы Микулинского межледниковья и голоцена // Водные ресурсы. 1992. Т. 19. № 4. С. 34-42.

13. Володин Е.М. Модель общей циркуляции атмосферы и океана с углеродным циклом // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2007. Т. 43. № 3. С. 298-313.

14. Володин Е.М. Цикл метана в модели климата ИВМ РАН // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 2. С. 163-170.

15. Володин Е.М., Дианский H.A. Отклик совместной модели общей циркуляции атмосферы и океана на увеличение содержания углекислого газа // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2003. Т. 39. № 2. С. 193-210.

16. Володин Е.М., Дианский H.A. Моделирование изменений климата в XX-XXII столетиях с помощью совместной модели общей циркуляции атмосферы и океана // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2006. Т. 43. № 3. С. 291-306.

17. Володина Е.Е., Бенгтссон Л., Лыкосов В.Н. Параметризация процессов тенловлагопереноса в снежном покрове для моделирования сезонных вариаций гидрологического цикла суши // Метеорология и гидрология. 2000. № 5. С. 5-14.

18. Гинзбург A.C., Завалишин H.H. Исследование динамики глобального углеродного цикла с помощью замкнутой малопараметрической модели // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 6. С. 737-754.

19. Глазовский Н.Ф., Орловский Н.С. Проблема опустынивания и засух в СНГ и пути их решения // Изв. РАН, серия географическая. 1996. № 4. С. 7-23.

20. Голицын Г.С., Гинзбург A.C. Оценки возможности "быстрого" метанового потепления 55 млн. лет назад // Доклады АН. 2007. Т. 413. № 6. С. 816-819.

21. Голубятников Л.Л., Денисенко Е.А. Моделирование значений первичной биологической продукции зональной растительности для европейской России // Изв. РАН, серия биологическая. 2001. № 3. С. 353-361.

22. Голубятников Л.Л., Денисенко Е.А. Отклик первичной биологической продукции растительности Европейской России на изменение климата // Изв. РАН, серия географическая. 2001. № 6. С. 42-50.

23. Голубятников JI.JI., Денисенко Е.А. Влияние продуктивности травяных экосистем на альбедо подстилающей поверхности // ,Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2003. Т. 39. № 5. С. 636-644.

24. Голубятников Л.Л., Денисенко Е.А. Модельные оценки влияния изменений климата на ареалы зональной растительности равнинных территорий России // Изв. РАН, серия биологическая. 2007. № 2. С. 212-228.

25. Голубятников Л.Л., Мохов И.И., Денисенко Е.А., Тихонов В.А. Модельные оценки влияния изменений климата на растительный покров и сток углерода из атмосферы // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2005. Т. 41. № 1. С. 22-32.

26. Груза Г.В., Ранькова Э.Я. Колебания и изменения климата на территории России // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2003. Т. 39. № 2. С. 166-185.

27. Груза Г.В., Ранькова Э.Я. Обнаружение изменений климата: состояние, изменчивость и экстремальность климата // Метеорология и гидрология. 2004. № 4. С. 50-66.

28. Демченко П.Ф., Елисеев A.B., Аржанов М.М., Мохов И.И. Влияние скорости глобального потепления на таяние вечной мерзлоты // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2006. Т. 42. № 1. С. 35-43.

29. Денисов С.Н., Елисеев A.B., Мохов И.И. Оценка изменений эмиссии метана болотными экосистемами Северной Евразии в XXI веке с использованием результатов расчётов с региональной моделью климата // Метеорология и гидрология. 2010. № 2. С. 55-62.

30. Дзюба A.B., Зекцер И.С. Изменения климата и многолетнемерзлые породы: прямые и обратные связи // Доклады АН. 2009. Т. 429. № 3. С. 402-405.

31. Елисеев A.B. Оценка изменения характеристик климата и углеродного цикла в XXI веке с учётом неопределённости значений параметров наземной биоты // Известия РАН, Физика атмосферы и океана. . принята к публикации].

32. Елисеев A.B. Сравнение климатической эффективности механизмов изменения альбедо поверхности суши при землепользовании //

33. Известия РАН, Физика атмосферы и океана. . принята к публикации.

34. Елисеев A.B. Оценка неопределенности будущих изменений концентрации углекислого газа в атмосфере и радиационного форсинга С02 // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 3. С. 301-310.

35. Елисеев A.B., Мохов И.И. Влияние учёта радиационного эффекта изменения альбедо поверхности суши при землепользовании на воспроизведение климата XVI-XXI веков // Известия РАН, Физика атмосферы и океана. . принята к публикации].

36. Елисеев A.B., Мохов И.И. Влияние вулканической активности на изменение климата последних нескольких веков: оценки с климатической моделью промежуточной сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 6. С. 723-746.

37. Елисеев A.B., Мохов И.И., Аржанов М.М. и др. Взаимодействие метанового цикла и процессов в болотных экосистемах в климатической модели промежуточной сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 2. С. 147-162.

38. Елисеев A.B., Мохов И.И., Вакалюк Н.Ю. Тенденции изменения фазовых характеристик годового хода приповерхностной температуры суши северного полушария // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2000. Т. 36. № 1. С. 16-26.г

39. Елисеев A.B., Мохов И.И., Карпенко А.А Взаимодействие климата и углеродного цикла в XX XXI веках в модели климата промежуточной степени сложности // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2007. Т. 43. № 1. С. 3-17.

40. Елисеев A.B., Мохов И.И., Мурышев К.Е. Оценки изменений климата XX-XXI веков с использованием версии климатической модели ИФА РАН, включающей в себя модель общей циркуляции океана // Метеорология и гидрология. . принята к публикации.

41. Елисеев A.B., Мохов И.И., Петухов В.К. Моделирование квазидвухлетней цикличности температуры атмосферы и тенденций её эволюции при климатических изменениях // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1997. Т. 33. № 6. С. 733-742.

42. Замолодчиков Д.Г., Г.Н. Коровин, А.И. Уткин и др. Углерод в лесном фонде и сельскохозяйственных угодьях России. М.: Товарищество научных изданий КМК. 2005. 200 с.

43. Золотокрылин А.Н. Климатическое опустынивание. М.: Наука. 2003. 246 с.

44. Золотокрылин А.Н., Черенкова Е.А. Изменения индикаторов соотношения тепла и влаги, биопродуктивности в зональных равнинных ландшафтах России во второй половине XX в. // Изв. РАН, серия географическая. 2006. № 3. С. 19-28.

45. Зуев В.Е., Титов Г.А. Оптика атмосферы и климат. Томск: «Спектр». 1996. 272 с.

46. Израэль Ю.А. Эффективный путь сохранения климата на современном уровне — основная цель решения климатической проблемы // Метеорология и гидрология. 2005. № 10. С. 5-9.

47. Израэль Ю.А., Павлов A.B., Анохин Ю.А. Эволюция криолитозо-ны при современных изменениях глобального климата // Метеорология и гидрология. 2002. № 1. С. 22-34.

48. Израэль Ю.А., Семенов С.М. Расчет изенения концентрации СОг в атмосфере для некоторых стабилизационных сценариев его глобальной эмиссии с помощью модели минимальной сложности // Метеорология и гидрология. 2005. N° 1. С. 5-13.

49. Израэль Ю.А., Семенов С.М., Кунина И.М., Замараева Т.М. Модификация прямого эффекта диоксила углерода на высшие растения вследствие воздействия тропосферного озона // Доклады АН. 1994. Т. 338. № 5. С. 711-713.

50. Израэль Ю.А., Сиротенко О.Д. Моделирование влияния климата на продуктивность сельского хозяйства России // Метеорология и гидрология. 2003. № 1. С. 5-17.

51. Киктев Д.Б., Секстон Д.М., Александер Л.В., Фолланд К.К. Тренды в полях годовых экстремумов осадков и приземной температуры во второй половине XX века // Метеорология и гидрология. 2002. № 11. С. 13-24.

52. Киктёв Д. В., Сизе Д., Александер Л. Сравнение многолетних средних и тенденций изменения ежегодных экстремумов температуры и осадков по данным моделирования и наблюдений // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2009. Т. 45. № 3. С. 305-315.

53. Кислов A.B. Климат в прошлом, настоящем и будущем. М.: Наука/Интерпериодика. 2001. 351 с.

54. Китаев J1.M., Титкова Т.Б., Черенкова Е.А. Тенденции снегонакопления на территории Северной Евразии // Криосфера Земли. 2007. Т. XI. № 3. С. 71-77.76| Кобак К.И. Биотические компоненты углеродного цикла. JL: Гид-рометеоиздат. 1988. 248 с.

55. Кондратьев К.Я. Неопределённости данных наблюдений и численного моделирования климата // Метеорология и гидрология. 2004. № 4. С. 93-119.

56. Кондратьев К.Я. От нано- до глобальных масштабов: свойства, процессы образования и последствия воздействий атмосферного аэрозоля. 7. Аэрозольное радиационное возмущающее воздействие и климат // Оптика атмосферы и океана. 2005. Т. 18. № 7. С. 535536.

57. Кондратьев К.Я., Крапивин В.Ф. Моделирование глобального круговорота углерода. М.: Физматлит. 2004. 336 с.

58. Крупчатников В.Н., Кузин В.И., Голубева E.H. и др. Исследование гидрологии и динамики растительности климатической системы северной Евразии и Арктического бассейна // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2009. Т. 45. № 1. С. 123-144.

59. Кудрявцев В.А., Гарагуля Л.С., Кондратьева К.А., Меламед В.Е. Основы мерзлотного прогноза. М.: Издательство МГУ. 1974. 431 с.

60. Кузин В.И., Крупчатников В.Н., Фоменко A.A. и др. Исследование динамики климатической системы северной Евразии и арктического бассейна // Сибирский журнал вычислительной математики. 2009. Т. 12. № 3. С. 289-295.

61. Малевский-Малевич С.П., Молькентин Е.К., Надёжина Е.Д. и др. Анализ изменения пожароопасной обстановки в лесах России в XX и XXI веках на основе моделирования климатических условий // Метеорология и гидрология. 2007. № 3. С. 14-24.

62. Мелешко В.П., Голицын Г.С., Говоркова В.А. и др. Возможные антропогенные изменения климата России в 21-м веке: оценки по ансамблю климатических моделей // Метеорология и гидрология. 2004. № 4. С. 38-49.

63. Мелешко В.П., Катцов В.М., Говоркова В.А. и др. Антропогенные изменения климата в XXI веке в Северной Евразии // Метеорология и гидрология. 2004. № 7. С. 5-26.

64. Мелешко В.П., Катцов В.М., Говоркова В.А. и др. Климат России в XXI веке. Часть 3. Будущие изменения климата, рассчитанные с помощью ансамбля моделей общей циркуляции атмосферы и океана CMIP3 // Метеорология и гидрология. 2008. № 9. С. 5-21.

65. Мирвис В.М., Гусева И.П. Оценки изменения продолжительности безморозного периода вегетации на территории России и сопредельных государств в XX веке // Метеорология и гидрология. 2006. № 1. С. 106-113.

66. Монин A.C. Введение в теорию климата. JL: Гидрометеоиздат. 1982. 247 с.

67. Монин A.C., Шишков Ю.А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат. 1979. 408 с.

68. Мохов И.И. Анализ годового хода характеристик климата // Метеорология и гидрология. 1985. № 9. С. 38-45.

69. Мохов И.И. Диагностика структуры климатической системы. СПб: Гидрометеоиздат. 1993. 271 с.

70. Мохов И.И., Безверхний В.А., Елисеев A.B., Карпенко A.A. Модельные оценки глобальных климатических изменений в XXI веке с учетом различных сценариев вариаций солнечной активности // Доклады АН. 2006. Т. 411. № 2. С. 250-253.

71. Мохов И.И., Демченко П.Ф., Елисеев A.B. и др. Оценки глобальных и региональных изменений климата в XIX-XXI веках на основе модели ИФА РАН с учётом антропогенных воздействий // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2002. Т. 38. № 5. С. 629-642.

72. Мохов И.И., Дюфрен Ж.-Д., Ле Трет Э. и др. Изменения режимов засух и биопродуктивности наземных экосистем в регионах северной Евразии по расчетам с глобальной климатической моделью с углеродным циклом // Доклады АН. 2005. Т. 405. № 6. С. 810-814.

73. Мохов И.И., Елисеев A.B. Тенденции изменения характеристикгодовог о хода температуры тропосферы и стратосферы // Изв. АН, Физика атмосферы и океана. 1997. Т. 33. № 4. С. 452-463.

74. Мохов И.И., Елисеев A.B., Демченко П.Ф. и др. Климатические изменения и их оценки с использованием глобальной модели ИФА РАН // Доклады АН. 2005. Т. 402. № 2. С. 243-247.

75. Мохов И.И., Елисеев A.B., Денисов С.Н. Модельная диагностика изменений эмиссии метана болотными экосистемами во второй половине XX века с использованием данных реанализа // Доклады АН. 2007. Т. 417. № 2. С. 258-262.

76. Мохов И.И., Елисеев A.B., Карпенко A.A. Чувствительность к антропогенным воздействиям глобальной климатической модели

77. ИФА РАН с интерактивным углеродным циклом // Доклады АН. 2006. Т. 407. № 3. С. 400-404.

78. Мохов И.И., Рёкнер Э., Семёнов В.А., Хон В.Ч. Возможные региональные изменения режимов осадков в Северной Евразии в XXI в. // Водные ресурсы. 2006. Т. 33. № 6. С. 754-762.

79. Мохов И.И., Семенов В.А., Хон В.Ч. Оценки возможных региональных изменений гидрологического режима в XXI веке на основе глобальных климатических моделей // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2003. Т. 39. № 2. С. 150-165.

80. Мохов И.И., Смирнов Д.А. Диагностика причинно-следственной связи солнечной активности и изменений глобальной приповерхностной температуры Земли // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44. № 3. С. 283-293.

81. Мохов И.И., Смирнов Д.А. Эмпирические оценки воздействия естественных и антропогенных факторов на глобальную приповерхностную температуру // Доклады АН. 2009. Т. 426. № 5. С. 679-684.

82. Мохов И.И., Хон В.Ч. Гидрологический режим в бассейнах сибирских рек: модельные сценарии изменений в XXI веке // Метеорология и гидрология. 2002. № 8. С. 77-93.

83. Мохов И.И., Хон В.Ч. Модельные сценарии изменений стока сибирских рек // Доклады АН. 2002. Т. 383. № 5. С. 684-687.

84. Мохов И.И., Чернокульский A.B. Региональные модельные оценки риска лесных пожаров в азиатской части России при изменениях климата // География и природные ресурсы. 2010. N° 2 в печати].

85. Мохов И.И., Чернокульский A.B., Школьник И.М. Региональные модельные оценки пожароопасности при глобальных изменениях климата // Доклады АН. 2006. Т. 411. № 6. С. 808-811.

86. Мурышев К.Е., Елисеев A.B., Мохов И.И., Дианский H.A. Климатическая модель ИФА РАН с использованием модели общей циркуляции океана в качестве океанического блока // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2009. Т. 45. № 4. С. 448-466.

87. Павлов A.B. Мерзлотно-климатические изменения на севере России: наблюдения, прогноз // Изв. РАН, серия географическая. 2003. № 6. С. 39-50.

88. Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства

89. Северного полушария. Поздний плейстоцен — голоцен. / Величко A.A. (ред.). М.: ГЕОС. 2009. 120 с.

90. Петухов В.К. Зональная климатическая модель тепло- и влагооб-мена в атмосфере над океаном // Физика атмосферы и проблема климата / Голицын Г.С., Яглом A.M. (ред.). М.: Наука. 1980. С. 841.

91. Родин Н.Е., Базилевич Н.И. Динамика органического вещества и биологический круговорот зольных элементов и азота в основных типах растительности земного шара. M.-JL: Наука. 1965. 254 с.

92. Свирежев Ю.М., Голубятников Л.Л., Денисенко Е.А., Бровкин В.А. Модельный подход к оценке суммарного обменного потока углерода для экосистем европейской территории России // Журнал общей биологии. 1997. Т. 58. № 2. С. 5-14.

93. Семенов В.А. Структура температурной изменчивости в высоких широтах Северного полушария // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2007. Т. 43. № 6. С. 744-753.

94. Семенов С.М. О моделировании антропогенного возмущения глобального цикла С02 // Доклады АН. 2004. Т. 398. № 6. С. 810-814.

95. Семенов С.М. Парниковые газы и современный климат Земли. М.: Метеорология и гидрология. 2004. 210 с.

96. Семенов С.М., Гельвер Е.С. Изменение годового хода среднесуточной температуры воздуха на территории России в XX веке // Доклады АН. 2002. Т. 386. № 3. С. 389-394.

97. Семенов С.М., Гельвер Е.С. Климатические изменения годовой суммы осадков и частоты измеренных осадков на территории России и соседних стран в XX веке // Доклады АН. 2003. Т. 393. № 6. С. 818-821.

98. Семенов С.М., Кунина И.М., Кухта Б.А. Сравнение антропогенных изменений приземных концентраций Оз, SO2 и С02 в Европе по экологическому критерию // Доклады АН. 1998. Т. 361. № 2. С. 275-279.

99. Сиротенко О.Д., Абашина Е.В. Климатические ресурсы и физико-географическая зональность территории России при глобальном потеплении // Метеорология и гидрология. 1998. № 4. С. 92-103.

100. Сиротенко О.Д., Абашина Е.В., Павлова В.Н. Чувствительность сельского хозяйства России к изменению климата, химического состава атмосферы и плодородия почв // Метеорология и гидрология. 1995. № 4. С. 107-114.

101. Сиротенко О.Д., Абашина Е.В., Романенков В.А. Моделирование влияния изменений климата на динамику органического углерода в пахотных почвах, эмиссию С02 и продуктивность агроэкосистем // Метеорология и гидрология. 2005. № 8. С. 83-95.

102. Сиротенко ОД., Грингоф И.Г. Метеорология и гидрология. 2006. № 8. С. 83-95.

103. Сиротенко О.Д., Груза Г.В., Ранькова Э.Я. и др. Современные климатические изменения теплообеспеченности, увлажненности ипродуктивности агросферы России // Метеорология и гидрология. 2007. № 8. С. 90-103.

104. Сосновский A.B. Математическое моделирование влияния толщины снежного покрова на деградацию мерзлоты при потеплении климата // Криосфера Земли. 2006. Т. X. № 3. С. 83-88.

105. Тарко A.M. Антропогенные изменения глобальных биосферных процессов. М.: Физматлит. 2005. 408 с.

106. Тарко A.M. Математическая модель глобального цикла углерода в биосфере // Журнал общей биологии. 2010. Т. 71. № 1. С. 97-109.

107. Титлянова A.A. Биологический круговорот углерода в травяных биогеоценозах. Новосибирск: Наука. 1977. 224 с.

108. Тихонов А.Н., Самарский A.A. Уравнения математической физики. М.: Наука. 1977. 735 с.

109. Харук В.И., Рэнсон К.Дж., Им С.Т., Наурзбаев М.М. Лиственничники лесотундры и климатические тренды // Экология. 2006. № 5. С. 323-331.

110. Хмелевцов С.С. Изучение климата при использовании энергобалансовых моделей. Л.: Гидрометеоиздат. 1988. 149 с.

111. Хон В.Ч., И.И. Мохов Климатические изменения в Арктике и возможные условия арктической морской навигации в XXI веке // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2010. Т. 46. № 1. С. 19-25.

112. Цельникер Ю.Л., Корзухин М.Д., Суворова Г.Г. и др. Анализ влияния факторов среды на фотосинтез хвойных Предбайкалья

113. Проблемы экологического мониторинга и моделирования экосистем. Т. XXI / Израэль Ю.А., Семёнов С.М., Абакумов В.А. и др. (ред.). СПб: Гидрометеоиздат. 2007. С. 265-292.

114. Чернокульский А.В., Елисеев А.В., Мохов И.И. Аналитические оценки эффективности предотвращения потепления климата контролируемыми аэрозольными эмиссиями в стратосферу // Метеорология и гидрология. 2010. № 5. С. 16-26.

115. Шиятов С.Г., Терентьев М.М., Фомин В.В. Пространственно-временная динамика лесоткндровых сообществ на Полярном Урале // Экология. 2005. № 2. С. 1-8.

116. Школьник И.М., Молькентин Е.К., Надежина Е.Д. и др. Экстремальность термического режима в Сибири и динамика пожароопасной обстановки в 21 веке: оценки с помощью региональной климатической модели ГГО // Метеорология и гидрология. 2008. № 5. С. 5-15.

117. Ackerley D., Higliwood E.J., Frame D.J. Quantifying the effects of perturbing the physics of an interactive sulfur scheme using an ensemble of GCMs on the climateprediction.net platform // J. Geophys. Res. 2009. V. 114. № Dl. R D01203.

118. Adams В., White A., Lenton T.M. An analysis of some diverseapproaches to modelling terrestrial net primary productivity // Ecol. Mod. 2004. V. 177. P. 353-391.

119. Aerosol-Cloud Climate Interactions. / Hobbs P.V. (ed.). London/San Diego: Academic Press. 1993. 233 p.

120. Albrecht B.A. Aerosols, cloud microphysics, and fractional cloudiness // Science. 1989. V. 245. P. 1227-1230.

121. Allen M.R., Stott P.A., Mitchell J.F.B. et al. Quantifying the uncertainty in forecasts of anthropogenic climate change // Nature. 2000. V. 407. P. 617-620.

122. Ainmann C.M., Meehl G.A., Washington W.M., Zender C.S. A monthly and latitudinally varying volcanic forcing dataset in simulations of 20th century climate // Geophys. Res. Lett. 2003. V. 30. № 12. P. 1657.

123. Angert A., Biraud S., Bonfils C., Fung I. CO2 seasonality indicates origins of post-Pinatubo sink // Geophys. Res. Lett. 2004. V. 31. № 11. P. L11103.

124. Anisimov O., Reneva S. Permafrost and changing climate: The Russian perspective // Ambio. 2006. V. 35. № 4. P. 169-175.

125. Anisimov O.A. Potential feedback of thawing permafrost to the global climate system through methane emission // Environ. Res. Lett. 2007. V. 2. № 4. P. 045016.

126. Archer D., Martin P., Buffett B. et al. The importance of ocean temperature to global biogeochemistry // Earth. Planet. Sci. Lett. 2004. V. 222. № 2. P. 333-348.

127. Arora V.K., Boer G.J., Christian J.R. et al. The effect of terrestrial photosynthesis down regulation on the twentieth-century carbon budget simulated with the CCCma Earth System Model //J. Climate. 2009. V. 22. № 22. P. 6066-6088.

128. Arora V.K., Matthews H.D. Characterizing uncertainty in modeling primary terrestrial ecosystem processes // Glob. Biogeochem. Cycles. 2009. V. 23. № 2. P. GB2016.

129. Bacastow R. Numerical evaluation of the evasion factor // Carbon Cycle Modelling, SCOPE-16 / Bolin B. (ed.). N.Y.: J. Wiley and Sons. 1981. P. 95-101.

130. Bala G., Caldeira K., Mirin A. et al. Multicentury changes to the global climate and carbon cycle: Results from a coupled climate and carbon cycle model // J. Climate. 2005. V. 18. № 21. P. 4531-4544.

131. Ballantyne A.P., Lavine M., Crowley T.J. et al. Meta-analysis of tropical surface temperatures during the Last Glacial Maximum // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. № 5. P. L05712.

132. Barford C.C., Wofsy S.C., Goulden M.L. et al. Factors controlling long-and short-term sequestration of atmospheric CO2 in a mid-latitude forest // Science. 2001. V. 294. № 5547. P. 1688-1691.

133. Bartlett K.B., Harriss R.C. Review and assessment of methaneemissions from wetlands // Chemosphere. 1993. V. 26. № 1-4. P. 261320.

134. Bartsev S.I., Degermendzhi A.G., Erokhin D.A. Principle of the worst scenario in the modelling past and future of biosphere dynamics // Ecol. Mod. 2008. V. 216. № 2. P. 160-171.

135. Bauer E., Claussen M., Brovkin V., Huenerbein A. Assessing climate forcings of the Earth system for the past millennium // Geophys. Res. Lett. 2003. V. 30. № 6. P. 1276.

136. Bauer E., Petoukhov V., Ganopolski A., Eliseev A.V. Climatic response to anthropogenic sulphate aerosols versus well-mixed greenhouse gases from 1850 to 2000 AD in CLIMBER-2 // Tellus. 2008. V. 60B. № 1. P. 82-97.

137. Beer C., Lucht W., Schmullius C., Shvidenko A. Small net carbon dioxide uptake by Russian forests during 1981-1999 // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. № 15. P. L15403.

138. Bertrand C., Loutre M.-F., Crucifix M., Berger A. Climate of the last millenium: a sensitivity study // Tellus. 2002. V. 54A. № 3. P. 221-244.

139. Bertrand C., van Ypersele J.-P. Transient climate simulation forced by natural and anthropogenic climate forcings // Int, J. Climatol. 2002. V. 22. P. 623-648.

140. Bertrand C., van Ypersele J.-P., Berger A. Volcanic and solar impacts on climate since 1700 // Clim. Dyn. 1999. V. 15. № 5. P. 355-367.

141. Betts R.A. Offset of the potential carbon sink from boreal forestation by decreases in surface albedo // Nature. 2000. V. 408. № 6809. P. 187190.

142. Boer G.J., Flato G., Reader M.C., Ramsden D. A transient climate change simulation with greenhouse gas and aerosol forcing: experimental design and comparison with the instrumental record for the twentieth century // Clim. Dyn. 2000. V. 16. R 405-425.

143. Bonan G.B. Forests and climate change: Forcings, feedbacks, and the climate benefits of forests // Science. 2008. V. 320. № 5882. P. 14441449.

144. Bonan G.B., Pollard D., Thompson S.L. Effects of boreal forest vegetation on global climate // Nature. 1992. V. 359. № 6397. P. 716718.

145. Boucher O., Anderson T.L. General circulation model assessment of the sensitivity of direct climate forcing by anthropogenic sulfate aerosols to aerosol size and chemistry //J. Geophys. Res. 1995. V. 100. № D12. P. 26117-26134.

146. Boucher 0., Pham M. History of sulfate aerosol radiative forcings // Geophys. Res. Lett. 2002. V. 29. № 9. P. 1308.

147. Brovkin V., Claussen M., Driesschaert E. et al. Biogeophysical effects of historical land cover changes simulated by six Earth system models of intermediate complexity // Clim. Dyn. 2006. V. 26. № 6. P. 587-600.

148. Brovkin V., Claussen M., Petoukhov V., Ganopolski A. On the stability of the atmosphere-vegetation system in the Sahara/Sahel region //J. Geophys. Res. 1998. V. 103. № D24. P. 31613-31624.

149. Brovkin V., Petoukhov V., Claussen M. et al. Geoengineering climate by stratospheric sulfur injections: Earth system vulnerability to technological failure // Clim. Change. 2009. V. 92. № 3-4. P. 243-259.

150. Brovkin V., Sitch S., von Bloh W. et al. Role of land cover changes for atmospheric CO2 increase and climate change during the last 150 years // Glob. Change Biol. 2004. V. 10. P. 1253-1266.

151. Brown R.D Northern Hemisphere snow cover variability and change, 1915-1997 // J. Climate. 2000. V. 13. № 13. P. 2339-2355.

152. Cadule P., Friedlingstein P., Bopp L. et al. Benchmarking coupled climate-carbon models against long-term atmospheric CO2 measurements // Glob. Biogeochem. Cycles. 2010. V. 24. № 2. P. GB2016.

153. Cao M., Marshall S., Gregson K. Global carbon exchange and methane emissions from natural wetlands: Application of a process based model // J. Geophys. Res. 1996. V. 101. № D9. P. 14399-14414.

154. Cess R.D. Biosphere-albedo feedback and climate modeling // J. Atmos. Sci. 1978. V. 35. № 9. P. 1765-1768.

155. Charlson R.J., Covert D.S., Larson T.V. Observation of the effect of humidity on light scattering by aerosols // Hygroscopic Aerosols / Ruhnke L.H., Deepak A. (eds.). Hampton, Virginia: A. Deepak Publ. 1984. P. 35-44.

156. Charney J.G. Dynamics of deserts and drought in the Sahel // Quart. J. R. Met. Soc. 1975. V. 101. № 428. P. 193-202.

157. Charney J.G., Quirk W.K., Chow C.-II., Kornfield J. A comparative study of the effects of albedo changes on drought in semiarid regions //J. Atmos. Sci. 1977. V. 34. № 9. R 1366-1385.

158. Cheddadi R., Lamb H.F., Guiot J., van der Kaars S. Holocene climatic change in Morocco: a quantitative reconstruction from pollen data // Clim. Dyn. 1998. V. 14. № .12. R 883-890.

159. Cheng G., Wu T. Responses of permafrost to climate change and their environmental significance, Qinghai-Tibet Plateau //J. Geophys. Res. 2007. V. 112. № F2. P. F02S03.

160. Christensen T.R., Cox P. Response of methane emission from arctic tundra to climatic change: results from a model simulation // Tellus. 1995. V. 47B. № 3. P. 301-309.

161. Christensen T.R., Prentice I.C., Kaplan J. et al. Methane flux from northern wetlands and tundra // Tellus. 1996. V. B48. № 5. P. 409-416.

162. Cicerone R.J., Oremland R.S. Biogeochemical aspects of atmospheric methane // Glob. Biogeochem. Cycles. 1988. V. 2. № 4. P. 299-327.

163. Claussen M., Brovkin A., Ganopolski A. et al. A new model for climate system analysis: Outline of the model and application to palaeoclimatic simulations // Environ. Model Assess. 1999. V. 4. P. 209-216.

164. Claussen M., Brovkin V., Ganopolski A. et al. Modelling global terrestrial vegetation—climate interaction // Philos. Trans. R. Soc., Scr. B. 1998. V. 353. № 1365. P. 53-63.

165. Claussen M., Mysak L., Weaver A. et al. Earth system models of intermediate complexity: closing the gap in the spectrum of climate system models // Clim. Dyn. 2002. V. 18. № 7. P. 579-586.

166. Climate Change 2007: The Physical • Science Basis. / Solomon S., Qin D., Manning M. et al. (eds.). Cambridge/New York: Cambridge University Press. 2007. 996 p.

167. Climate Change: The Supplementary Report to the IPCC Scientific Assessment, Intergovernmental Panel on Climate Change. / Houghton J.T., Callander B.A., Varney S.K. (eds.). Cambridge: Cambridge University Press. 1992. 198 p.

168. Coakley J.A. A study of climate sensitivity using a simple energy balance model // J. Atmos. Sci. 1979. V. 36. № 2. P. 260-269.

169. Covey C., AchutaRao K.M., Cubasch U. et al. An overview of results from the Coupled Model Intercomparison Project // Glob. Planet. Change. 2003. V. 37. P. 103-133.

170. Cox P.M. Description of the TRIFFID dynamic global vegetation model. Bracknell: 2000. 16 p.

171. Cox P.M., Betts R.A., Collins M. et al. Amazonian forest dieback under climate-carbon cycle projections for the 21st century // Theor. Appl. Climatol. 2004. V. 78. P. 137-156.

172. Cox P.M., Beits R.A., Jones C.D et al. Acceleration of global warming due to carbon-cycle feedbacks in a coupled climate model // Nature. 2000. V. 408. № 6809. P. 184-187.

173. Cramer W., Bondeau A., Woodward F.I. et al. Global response of terrestrial ecosystem structure and function to CO2 and climate change: results from six dynamic global vegetation models // Glob. Change Biol. 2001. V. 7. № 4. P. 357-373.

174. Cramer W., Kicklighter D.W., Bondeau A. et al. Comparing global models of terrestrial net primary productivity (NPP): Overview and key results // Glob. Change Biol. 1999. V. 5. № Suppl.l. P. 1-15.

175. Crowley T.J. Causes of climate change over the past 1000 years // Science. 2000. V. 289. № 5477. P. 270-277.

176. Crutzen P.J. Albedo enhancement by stratospheric sulfur injections: A contribution to resolve a policy dilemma? // Clim. Change. 2006. V. 77. № 3-4. P. 211-219.

177. Dai A., Trenberth K.E., Qian T. A global dataset of Palmer drought severity index for 1870-2002: Relationship with soil moisture and effects of surface warming // J. Hydrometeorol. 2004. V. 5. № 6. P. 1117-1130.

178. Delworth T.L., Knutson T.R. Simulation of early 20th century global warming // Scince. 2000. V. 287. № 5461. P. 2246-2250.

179. Déry S.J., Brown R.D. Recent Northern Hemisphere snow cover extent trends and implications for the snow-albedo feedback // Geophys. Res. Lett. 2007. V. 34. № 22. R L22504.

180. Dickinson R.E., Henderson-Sellers A., Kennedy P.J., Wilson M.F. Biosphere-atmosphere transfer scheme (BATS). Boulder, Colo: 1986. 69 p.

181. Dufresne J.-L., Friedlingstein P., Berthelot M. et al. On the magnitude of positive feedback between future climate change and the carbon cycle // Geophys. Res. Lett. 2002. V. 29. № 10. P. 1405.

182. Eliseev A.V. Land use radiative impact on global and regional climate // Intern. Conf. ENVIROMIS-2010. Program and Abstracts. Томск: Институт мониторинга климатических и экологических систем СО РАН. 2010. Р. 30-31.

183. Eliseev A.V., Chernokulsky A.V., Karpenko А.А., Mokhov I.I. Global warming mitigation by sulphur loading in the stratosphere: Dependence of required emissions on allowable residual warming rate // Theor. Appl. Climatol. 2010. V. 101. № 1-2. P. 67-81.

184. Eliseev A.V., Mokhov I.I. Amplitude-phase characteristics of the annual cycle of surface air temperature in the Northern Hemisphere // Adv. Atmos. Sci. 2003. V. 20. № 1. P. 1-16.

185. Eliseev A.V., Mokhov I.I. Carbon cycle-climate feedback sensitivity to parameter changes of a zero-dimensional terrestrial carbon cycle scheme in a climate model of intèrmediate complexity // Theor. Appl. Climatol. 2007. V. 89. № 1-2. P. 9-24.

186. Eliseev A.V., Mokhov I.I. Eventual saturation of the climate-carbon cycle feedback studied with a conceptual model // Ecol. Mod. 2008. V. 213. № 1. P. 127-132.

187. Eliseev A.V., Mokhov I.I. The climate-carbon cycle feedback: An eventual saturation // Geophys. Res. Abs. 2008. V. 10. P. 03894.

188. Eliseev A.V., Mokhov I.I. Uncertainty of climate response to natural and anthropogenic forcings due to different land use scenarios // Adv. Atmos. Sci. 2010. submitted].

189. Eliseev A.V., Mokhov I.I., Rubinstein K.G., Guseva M.S. Atmospheric and coupled model intercomparison in terms of amplitude-phase characteristics of surface air temperature annual cycle // Adv. Atmos. Sci. 2004. V. 21. № 6. P. 837-847.

190. Etheridge D.M., Steele L.P., Langenfelds R.L. et al. Natural and anthropogenic changes in atmospheric CO2 over the last 1000 years from air in Antarctic ice and firn // J. Geophys. Res. 1996. V. 101. № D2. P. 4115-4128.

191. Feddcma J., Oleson K., Bonan G. et al. A comparison of a GCM response to historical anthropogenic land cover change and model sensitivity to uncertainty in present-day land cover representations // Clim. Dyn. 2009. V. 25. № 6. P. 581-609.

192. Feichter J., Roeckner E., Lohmann U., Liepert B. Nonlinear aspects of the climate response to greenhouse gas and aerosol forcing // J. Climate. 2004. V. 17. № 12. P. 2384-2398.

193. Ferretti D.F., Miller J.B., White J.W.C. et al. Unexpected changes to the global methane budget over the past 2,000 years // Science. 2005. V. 309. P. 1714-1717.

194. Forest C.E., Stone P.H., Sokolov A.P. Estimated PDFs of climate system properties including natural and anthropogenic forcings // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. № 1. P. L01705.

195. Frame D.J., Booth B.B.B., Kettleborough J.A. et al. Constraining climate forecasts: The role of prior assumptions // Geophys. Res. Lett.2005. V. 32. № 9. P. L09702.

196. Friedlingstein P., Bopp L., Ciais P. et al. Positive feedback between future climate change and the carbon cycle // Geophys. Res. Lett. 2001. V. 28. № 8. P. 1543-1546.

197. Friedlingstein P., Cox P., Betts R. et al. Climate-carbon cycle feedback analysis: Results from the C4MIP model intercomparison //J. Climate.2006. V. 19. № 22. P. 3337-3353.

198. Friedlingstein P., Dufresne J.-L., Cox P.M., Rayner P. How positive is the feedback between climate change and the carbon cycle? // Tellus.2003. V. 55B. № 2. P. 692-700.

199. Galloway J.N., Dentener F.J., Capone D.G. et al. Nitrogen cycles: Past, present, and future // Biogeochemistry. 2004. V. 70. № 2. P. 153-226.

200. Gedney N., Cox P.M., Huntingford C. Climate feedback from wetland methane emissions // Geophys. Res. Lett. 2004. V. 31. № 20. P. L20503.

201. Gerber S., Hedin L.O., Oppenheimer M. et al. Nitrogen cycling and feedbacks in a global dynamic land model // Glob. Biogeochem. Cycles. 2010. V. 24. № 1. P. GB1001.

202. Global Carbon Cycle: Integrating humans, climate, and the natural world. / Field C., Raupach M. (cds.). Washington D.C.: Island Press.2004. 526 p.

203. Govindasamy B., Thompson S., Mirin A. et al. Increase of carbon cycle feedback with climate sensitivity: results from a coupled climate and carbon cycle model // Tellus. 2005. V. 57B. № 2. P. 153-163.

204. Greene A.M., Goddard L., Lall U. Probabilistic multimodel regional temperature change projections // J. Climate. 2006. V. 19. № 17. P. 4326-4343.

205. Gregory J.M., Jones C.D., Cadule P., Friedlingstein P. Quantifying carbon cycle feedbacks //J. Climate. 2009. V. 22. № 19. P. 5232-5250.

206. Gregory J.M., Stouffer R.J., Râper S.C.B. et al. An observationally based estimate of the climate sensitivity // J. Climate. 2002. V. 15. m 22. P. 3117-3121.

207. Gruber N., Galloway J.N. An Earth-system perspective of the. global nitrogen cycle // Nature. 2008. V. 451. № 7176. P. 293-296.

208. Gruza G., Rankova E., Razuvaev V., Bulygina O. Indicators of climate change for the Russian Federation // Clim. Change. 1999. V. 42. № 1. P. 219-242.

209. Gu L., Baldocchi D.D., Wofsy S.C. et al. Response of a deciduous forest to the Mount Pinatubo eruption: Enhanced photosynthesis // Science. 2003. V. 299. № 5615. P. 2035-2038.

210. Handorf D., Petoukhov V.K., Dethloff K. et al. Dccadal climate variability in a coupled atmosphere-ocean climate model of moderate complexity // J. Gcophys. Res. 1999. V. 104. № D22. P. 27253-27275.

211. Hansen J., Lacis A., Rind D. et al. Climate sensitivity: Analysis of feedback mechanisms // Climate Processes and Climate Sensitivity

212. Hansen J.E., Takahashi T. (eds.). Washington, D.C.: American Geophysical Union. 1984. P. 130-163.

213. Hansen J., Ruedy R., Glascoe J., Sato M. GISS analysis of surface temperature change //J. Geophys. Res. 1999. V. 104. № D24. P. 3099731022.

214. Hansen J., Ruedy R., Sato M. et al. A closer look at United States and global surface temperature change //J. Geophys. Res. 2001. V. 106. № D20. P. 23947-23963.

215. Hansen J., Sato M., Nazarenko L. et al. Climate forcings in Goddard Institute for Space Studies SI2000 simulations // J. Geophys. Res. 2002. V. 107. № D18. P. 4347.

216. Harvey L.D.D., Kaufmann R.K. Simultaneously constraining climate sensitivity and aerosol radiative forcing // J. Climate. 2002. V. 15. № 20. P. 2837-2861.

217. Hawkins E., Sutton R. The potential to narrow uncertainty in regional climate predictions // Bull. Amer. Met. Soc. 2009. V. 90. № 8. P. 10951107.

218. Haywood J., Boucher O. Estimates of the direct and indirect radiative forcing due to tropospheric aerosols: A review // Rev. Geophys. 2000. V. 38. № 4. P. 513-543.

219. Haywood J.M., Roberts D.L., Slingo A. et al. General circulation model calculations of the direct radiative forcing by anthropogenic sulfate and fossil-fuel soot aerosol // J. Climate. 1997. V. 10. № 7. P. 1562-1577.

220. Hegerl G.C., Crowley T.J., Hyde W.T., Frame D.J. Climate sensitivityconstrained by temperature reconstructions over the past seven centuries // Nature. 2006. V. 440. P. 1029-1032.

221. Hegerl G.C., Hasselmann K., Cubasch U. et al. Multi-fingerprint detection and attribution analysis of greenhouse gas, greenhouse gasplus-aerosol and solar forced climate change // Clim. Dyn. 1997. V. 13. P. 613-634.

222. Hegerl G.C., Karl T.R., Allen M. et al. Climate change detection and sttribution: Beyond mean temperature signals // J. Climate. 2006. V. 19. № 20. P. 5058-5077.

223. Hein R., Crutzen P.J., Heimann M. An inverse modeling approach to investigate the global atmospheric methane cycle // Glob. Biogeochem. Cycles. 1997. V. 11. № 1. P. 43-76.

224. Held I.M., Soden B.J. Robust responses of the hydrological cycle to global warming // J. Climate. 2006. V. 19. № 21. P. 5686-5699.

225. Horowitz L.W. Past, present, and future concentrations of tropospheric ozone and aerosols: Methodology, ozone evaluation, and sensitivity to aerosol wet deposition // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. № D22. P. D22211.

226. Houghton R.A. Revised estimates of the annual net flux of carbon to the atmosphere from changes in land use and land management 18502000 // Tellus. 2003. V. 55B. № 2. P. 378-390.

227. Houghton R.A., Hobbie J.E., Melillo J.M. et al. Changes in the carbon content of terrestrial biota and soils between 1860 and 1980: A net release of CO2 to the atmosphere // Ecol. Monographs. 1983. V. 53. № 3. P. 235-262.

228. Houlton B.Z., Wang Y.-P., Vitousek P.M., Field C.B. A unifying framework for dinitrogen fixation in the terrestrial biosphere // Nature. 2008. V. 454. № 7202. P. 327-330.

229. House J.I., Prentice I.C., Ramankutty N. et al. Reconciling apparent inconsistencies in estimates of terrestrial CO2 sources and sinks // Tellus. 2003. V. 55B. № 2. P. 345-363.

230. Houweling S., Kaminski T., Dentener F. et al. Inverse modeling of methane sources and sinks using the adjoint of a global transport model // J. Geophys. Res. 1999. V. 104. № D21. P. 26137-26160.

231. Houweling S., Rockmann T., Aben I. et al. Atmospheric constraints on global emissions of methane from plants // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. № 15. P. L15821.

232. Iluntingford C., Cox P.M. An analogue model to derive additional climate change scenarios from existing GCM simulations // Clim. Dyn. 2000. V. 16. № 8. P. 575-586.

233. Huntingford C., Cox P.M., Lenton T.M. Contrasting responses of a simple terrestrial ecosystem model to global change // Ecol. Mod. 2000. V. 177. № 1. P. 41-58.

234. Huntingford C., Harris P.P., Gedney N. et al. Using a GCM analogue model to investigate the potential for Amazonian forest dieback // Theor. Appl. Climatol. 2004. V. 78. P. 177-185.

235. Hurtt G.C., Chini L.P., Frolking S. et al. Harmonization of global land-use scenarios for the period 1500-2100 for IPCC-AR5 // Integrated Land Ecosystem-Atmosphere Processes Study (iLEAPS) Newsletter. 2009. № 7. P. 6-8.

236. ISLSCP Initiative II. DVD/CD-ROM. / Hall F.G., Collatz G., Los S. et al. (eds.). Greenbelt Md.: NASA. 2005. .

237. Jain A., Yang X., Kheshgi II. et al. Nitrogen attenuation of terrestrial carbon cycle response to global environmental factors // Glob. Biogeochem. Cycles. 2009. V. 23. № 4. P. GB4028.

238. Jin Y., Schaaf C.B., Gao F. et al. How does snow impact the albedo of vegetated land surfaces as analyzed with MODIS data? // Geophys. Res. Lett. 2002. V. 29. № 10. P. 1374.

239. Jobbâgy E.G., Jackson R.B. The vertical distribution of soil organic carbon and its relation to climate and vegetation // Ecol. Appl. 2000. V. 10. № 2. P. 423-486.

240. Johannessen O.M., Bengtsson L., Miles M.W. et al. Arctic climate change: observed and modelled temperature and sea-ice variability // Tellus. 2004. V. 56A. № 4. P. 328-341.

241. Johns T.C., Carnell R.E., Crossley J.F. et al. The second Hadley Centre coupled ocean-atmosphere GCM: model description, spinup and validation // Clim. Dyn. 1997. V. 13. P. 103-134.

242. Johns T.C., Gregory J.M., Ingram W.J. et al. Anthropogenic climate change for 1860 to 2100 simulated with the HadCM3 model under updated emission scenarios // Clim. Dyn. 2003. V. 20. P. 583-612.

243. Johnson C.E., Stevenson D.S., Collins W.J., Derwent R.G. Role of climate feedback on methane and ozone studied with a coupled Ocean-Atmosphere-Cheriiistry model // Geophys. Res. Lett. 2001. V. 28. N° 9. R 1723-1726.

244. Jones C.D., Cox P.M. Constraints on the temperature sensitivity of global soil respiration from the observed interannual variability in atmospheric C02 // Atrnos. Sci. Lett. 2001. V. 2. № 1-4. P. 166-172.

245. Jones C.D., Cox P.M., Essery R.L.H. et al. Strong carbon cycle feedbacks in a climate model with interactive CO2 and sulphate aerosols // Geophys. Res. Lett. 2003. V. 30. № 9. P. 1479.

246. Jones C.D., Cox P.M., Huntingford C. Climate-carbon cycle feedbacks under stabilisation: uncertainty and observational constraints // Tellus. 2006. V. 58B. № 5. P. 603-613.

247. Kaplan J.O. Wetlands at the Last Glacial Maximum: Distribution and methane emissions // Geophys. Res. Lett. 2002. V. 29. № 6. P. 1079.

248. Kass R.E., Raftery A.E. Baycs factors // J. Amer. Stat. Assoc. 1995. V. 90. № 430. P. 773-795.

249. Kattsov V.M., Walsh J.E. Twentieth-century trends of Arctic precipitation from observational data and a climate model simulation // J. Climate. 2000. V. 13. № 8. P. 1362-1370.

250. Kattsov V.M., Walsh J.E., Chapman W.L. et al. Simulation and projection of Arctic freshwater budget components by the IPCC AR4 global climate models //J. Hydrometeorol. 2007. V. 8. № 3. P. 571-589.

251. Keeling C.D., Chine J.F.S., Whorf T.P. Increased activity of northern vegetation inferred from atmospheric C02 measurements // Nature. 1996. V. 382. P. 146-149.

252. Keppler F., Hamilton J.T.G., Braß M., Röckmann T. Methane emissions from terrestrial plants under aerobic conditions // Nature. 2006. V. 439. P. 187-191.

253. Kiktev D., Sexton D.M.H., Alexander L., Folland C.K. Comparison of modeled and observed trends in indices of daily climate extremes // J. Climate. 2003. V. 16. № 22. P. 3560-3571.

254. Klein Goldewijk K. Estimating global land use change over the past 300 years: the HYDE database // Glob. Biogeochem. Cycles. 2001. V. 15. № 2. P. 417 434.

255. Knutson T.R., Delworth T.L., Dixon K.W. et al. Assessment of twentieth-century regional surface temperature trends using the GFDL CM2 coupled models // J. Climate. 2006. V. 19. № 9. P. 1624-1651.

256. Krakauer N.Y., Randerson J.T. Do volcanic eruptions enhance or diminish net primary production? Evidence from tree rings // Glob. Biogeochem. Cycles. 2003. V. 17. № 4. P. 1118.

257. Kuylenstierna J.C.I., Rodhe H., Cinderby S., Hicks K. Acidification in developing countries: Ecosystem sensitivity and the critical load approach on a global scale // Ambio. 2001. V. 30. № 1. P. 20 28.3li

258. Kvenvolden K.A. A review of the geochemistry of methane in natural gas hydrate // Org. Geochem. 1995. V. 23. № 11. P. 997-1008.

259. Kvenvolden K.A. Methane hydrate in the global organic carbon cycle // Terra Nova. 2002. V. 14. № 5. P. 302-306.

260. Law B.E., Falge E., Gu L. et al. Environmental controls over carbon dioxide and water vapor exchange of terrestrial vegetation // Agric. Forest Meteorol. 2002. V. 113. № 1-4. P. 97-120.

261. Lawrence D.M., Slater A.G. A projection of severe near-surface permafrost degradation during the 21st century // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. № 24. P. L24401.

262. Le Mer J., Roger P. Production, oxidation, emission and consumption of methane by soils: A review // Eur. J. Soil Biol. 2001. V. 37. № 1. P. 25-50.

263. Lean J.L Cycles and trends in solar irradiance and climate // Wiley Interdis. Rev.: Climate Change. 2009. V. 1. № 1. P. 111-122.

264. Leemans R. Global data sets collected and compiled by the Biosphere Project. Laxenburg: 1990. .

265. Lefohn A.S., Husar J.D., Husar R.B. Estimating historical anthropogenic global sulfur emission patterns for the period 1850-1990 // Atmos. Environ. 1999. V. 33. P. 3435-3444.

266. Lelieveld J., Crutzen P.J., Brühl C. Climate effects of atmospheric methane // Chemosphere. 1993. V. 26. № 1-4. P. 739-768.

267. Lelieveld J., Crutzen P.J., Dentener F.J. Changing concentration, lifetime and climate forcing of atmospheric methane // Tellus. 1998. V. 50B. № 2. P. 128-150.

268. Lenton T.M. Land and ocean carbon cycle feedback effects on global warming in a simple Earth system model // Tellus. 2000. V. 52B. № 5. P. 1159-1188.

269. Leroy S.S. Detecting climate signals: Some Bayesian aspects // J. Climate. 1998. V. 11. № 4. P. 640-651.

270. Lewis S.L., Lopez-Gonzalez G., Sonké B. et al. Increasing carbon storage in intact African tropical forests // Nature. 2009. V. 457. № 7232. P. 1003-1006.

271. Li W., Dickinson R.E., Pu R. et al. Future precipitation changes and their implications for tropical peatlands // Geophys. Res. Lett. 2007. V. 34. № 1. P. L01403.

272. Lloyd J., Taylor J. A. On the temperature dependence of soil respiration // Func. Ecol. 1994. V. 8. № 3. P. 315-323.

273. Lohmann U., Feichter J. Global indirect aerosol effects: A review // Atmos. Chem. Phys. 2005. V. 5. P. 715-737.

274. Lopez A., Tebaldi C., New M. et al. Two approaches to quantifying uncertainty in global temperature changes // J. Climate. 2006. V. 19. № 19. P. 4785-4796.

275. Luo Y. Terrestrial carbon-cycle feedback to climate warming // Ann. Rev. Ecol. Evol. Syst. 2007. V. 38. P. 683-712.

276. Luo Y., Su B., Currie W.S. et al. Progressive nitrogen limitation of ecosystem responses to rising atmospheric carbon dioxide // Bioscience. 2004. V. 54. N"0 8. P. 731-739.

277. Luyssaert S., Inglima I., Jung M. et al. CO2 balance of boreal, temperate, and tropical forests derived from a global database // Glob. Change Biol. 2007. V. 13. № 12. P. 2509-2537.

278. MacDonald G.J. Role of methane clathrates in past and future climates // Clim. Change. 1990. V. 16. № 3. P. 247-281.

279. MacFarling Meure C., Etheridge D., Trudinger C. et al. Law Dome CO2, CH4 and N20 ice core records extended to 2000 years BP // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. № 14. P. L14810.

280. Manabe S., Spelman M.J., Stouffer R.J. Transient responces of a coupled ocean-atmosphere model to gradual changes of atmospheric C02 // J. Climate. 1992. V. 5. № 2. P. 105-126.

281. Matthews E., Fung I. Methane emissions from natural wetlands: Global distribution, area and environmental characteristics of sources // Glob. Biogeochem. Cycles. 1987. V. 1. P. 61-86.

282. Matthews II.D., Caldeira K. Transient climate-carbon simulations of planetary geoengineering // Proc. Nat. Acad. Sci. 2007. V. 104. № 24. P. 9949-9954.

283. Matthews H.D., Weaver A.J., Meissner K.J. Terrestrial carbon cycle dynamics under recent and future climate change //J. Climate. 2005. V. 18. № 10. P. 1609-1628.

284. Matthews H.D., Weaver A.J., Meissner K.J. et al. Natural and anthropogenic climate change: incorporating historical land cover change, vegetation dynamics and the global carbon cycle // Clim. Dyn. 2004. V. 22. № 5. P. 461-479.

285. Meehl G.A., Washington W.M., Erickson D.J. et al. Climate change from increased CO2 and direct and indirect effects of sulfate aerosols // Geophys. Res. Lett. 1996. V. 23. № 25. P. 3755-3758.

286. Meehl G.A., Washington W.M., Santer B.D. et al. Climate change projections for the twenty-first century and climate change commitment in the CCSM3 // J. Climate. 2006. V. 19. № 11. P. 25972616.

287. Melillo J.M., Steudler P.A., Aber J.D. et al. Soil warming and carbon-cycle feedbacks to the climate system // Science. 2002. V. 298. P. 21732176.

288. Melnikov N.B., O'Neill B.C. Learning about the carbon cycle from global budget data // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. № 2. P. L02705.

289. Millero F.J. Thermodynamics of carbon dioxide system in the ocean // Geophys. Cosmophys. Acta. 1995. V. 59. № 4. P. 661-677.

290. Min S.-K., Hense A. A Bayesian assessment of climate change using multimodel ensembles. Part I: global mean surface temperature // J. Climate. 2006. V. 19. № 13. P. 3237-3256.

291. Min S.-K., Hense A. A Bayesian assessment of climate change using multimodel ensembles. Part II: Regional and seasonal mean surface temperatures // J. Climate. 2007. V. 20. № 12. P. 2769-2790.

292. Mitchell J.F.B., Johns T.C., Gregory J.M., Tett S.F.B. Climate response to increasing levels of greenhouse gases and sulphate aerosols // Nature. 1995. V. 376. P. 501-504.

293. Mokhov I.I, Eliseev A.V. Climate change 3: History and current state // Encyclopedia of Ecology / Jorgensen S.E., Fath B. (eds.). Amsterdam: Elsevier. 2008. P. 598-602.

294. Mokhov I.I., Eliseev A.V Explaining the eventual transient saturation of climate-carbon cycle feedback // Carbon Balance Management. 2008. V. 3. № 4. .

295. Mokhov I.I, Eliseev A.V. Temperature patterns // Encyclopedia of Ecology / Jorgensen S.E., Fath B. (eds.). Amsterdam: Elsevier. 2008. P. 3504-3509.

296. Mokhov I.I., Eliseev A.V., Arzhanov M.M. et al. Climate changes simulated by the IAP RAS global model with CO2 and CH4 exchange between climate system components // Geophys. Res. Abs. 2008. V. 10. P. 07319.

297. Monserud R.A., Leemans R. Comparing global vegetation maps with the Kappa statistic // Ecol. Mod. 1992. V. 62. № 4. R 275-293.

298. Murphy J.M., Booth B.B.B., Collins M. et al. A methodology for probabilistic predictions of regional climate change from perturbed physics ensembles // Philos. Trans. R. Soc., Ser. A. 2007. V. 364. № 1857. P. 1993-2028.

299. Murphy J.M., Sexton D.M.H., Barnett D.N. et al. Quantifying uncertainties in climate change from a large ensemble of general circulation model predictions // Nature. 2004. V. 430. № 7001. P. 768772.

300. Myhre G., Highwood E.J., Shine K.P., Stordal F. New estimates of radiative forcing due to well mixed greenhouse gases // Geophys. Res. Lett. 1998. V. 25. № 14. P. 2715-2718.

301. Myhre G., Kvalevâg M.M., Schaaf C.B. Radiative forcing due to anthropogenic vegetation change based on MODIS surface albedo data // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. № 21. P. L21410.

302. Myhre G., Myhre A. Uncertainties in radiative forcing due to surface albedo changes caused by land-use changes //J- Climate. 2003. V. 16. m 10. P. 1511-1524.

303. Myhre G., Myhre A., Stordal F. Historic evolution of radiative forcing of climate // Atmos. Environ. 2001. V. 35. P. 2361-2373.

304. Myhre G., Stordal F., Restad K., Isaksen I.S.A. Estimation of the direct radiative forcing due to sulfate and soot aerosols // Tellus. 1998. V. 50B. № 5. P. 463-477.

305. Nemani R.R., Keeling C.D., Hashimoto H. et al. Climate-driven increases in global terrestrial net primary production from 1982 to 1999 // Science. 2003. V. 300. № 5625. R 1560-1563.

306. New M., Hulme M., Jones P. Representing twentieth-century spacetime climate variability. Part II: Development of 1901—96 monthly grids of terrestrial surface climate // J. Climate. 2000. V. 13. № 13. P. 2217-2238.

307. Olofsson J., Hickler T. Effects of human land-use on the global carbon cycle during the last 6,000 years // Veg. Hist. Archeobot. 2008. V. 17. № 5. P. 605-615.

308. Olson J.S., Watts J.A., Allison L.A. Major world ecosystem complexes ranked by carbon in live vegetation. Oak Ridge, Tennessee: 1985. .

309. Osborn T.J., Raper S.C.B., Briffa K.R. Simulated climate change during the last 1,000 years: comparing the ECHO-G general circulation model with the MAGICC simple climate model // Clim. Dyn. 2006. V. 27. № 2-3. P. 185-197.

310. Osborn T.J., Wigley T.M.L. A simple model for estimating methane concentration and lifetime variations // Clim. Dyn. 1994. V. 9. № 4-5. P. 181-193.

311. Osterkamp T.E. Characteristics of the recent warming of permafrost in Alaska // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. № F2. P. F02S02.

312. Otterman J. Anthropogenic impact on the albedo of the Earth // Clim. Change. 1977. V. 1. № 2. P. 137-155.

313. Patra P.K., Maksyutov S., Ishizawa M. et al. Interannual and decadalchanges in the sea-air CO2 flux from atmospheric CO2 inverse modeling // Glob. Biogeochem. Cycles. 2005. V. 19. № 4. P. GB4013.

314. Pavlov A.V., Moskalenko N.G. The thermal regime of soils in the north of western Siberia // Permafrost Perigl. Proc. 2002. V. 13. № 1. P. 4351.

315. Peixoto J.P., Oort A.H. Physics of climate. New York: American Institute of Physics. 1992. 520 p.

316. Petoukhov V.K., Mokhov I.I., Eliseev A.V., Semenov V.A. The IAP RAS Global Climate Model. Moscow: Dialogue-MSU. 1998. 110 p.

317. Pham M., Boucher O., Ilauglustainc D. Changes in atmospheric sulfur burdens and concentrations and resulting radiative forcings under IPCC SRES emission scenarios for 1990-2100 // J. Geophys. Res. 2005. V. 110. № D6. P. D06112.

318. Philips T.J., Henderson-Sellers A., Irannejad P. et al. Validation of land-surface processes in AMIP models: A pilot study. Livermore, CA: 2000. 20 p.

319. Piao S., Ciais P., Friedlingstein P. et al. Spatiotemporal patterns of terrestrial carbon cycle during the 20th century // Glob. Biogeochem. Cycles. 2009. V. 23. № 4. P. GB4026.

320. Pitman A.J., de Noblet-Ducoudre N., Cruz F.T. et al. Uncertainties in climate responses to past land cover change: First results from the LUCID intercomparison study // Geophys. Res. Lett. 2009. V. 36. № 14. P. L14814.

321. Pongratz J., Raddatz T., Reick C.H. et al. Radiative forcing from anthropogenic land cover change since A.D. 800 // Geophys. Res. Lett. 2009. V. 36. № 2. P. L02709.

322. Pongratz J., Reick C.H., Raddatz T., Claussen M. Effects of anthropogenic land cover change on the carbon cycle of the last millennium // Glob. Biogeochem. Cycles. 2009. V. 23. № 4. P. GB4001.

323. Prentice I.C., Jolly D. Mid-Holocene and glacial maximum vegetation geography of the northern continents //J. Biogeogr. 2000. V. 27. N° 3. P. 507-519.

324. Raisanen J., Palmer T.N. A probability and decision-model analysis of a multimodel ensemble of climate change simulations //J. Climate. 2001. V. 14. № 15. P. 3212-3226.

325. Ramankuity N., Evan A.T., Monfreda C., Foley J.A. Farming the planet: 1. Geographic distribution of global agricultural lands in the year 2000 // Glob. Biogeochem. Cycles. 2008. V. 22. № 1. R GB1003.

326. Ramankutty N., Foley J.A. Estimating historical changes in global land cover: Croplands from 1700 to 1992 // Glob. Biogeochem. Cycles. 1999. V. 13. № 4. R 997-1027.

327. Reeburgh W.S. Oceanic methane biogeochemistry // Chem. Rev. 2007. V. 107. № 2. P. 486-513.

328. Reich P.B., Hungate B.A., Luo Y. Carbon-nitrogen interactions in terrestrial ecosystems in response to rising atmospheric carbon dioxide // Ann. Rev. Ecol. Evol. Syst. 2006. V. 37. P. 611-636.

329. Renssen H., Brovkin V., Fichefet T., Goosse H. Holocene climate instability during the termination of the African Humid Period // Geophys. Res. Lett. 2003. V. 30. № 4. P. 1184.

330. Renssen H., Goosse II., Fichefet T. et al. Simulating the Holocene climate evolution at northern high latitudes using a coupled atmosphere-sea ice-ocean vegetation model // Clim. Dyn. 2005. V. 24. № 1. P. 23-43.

331. Robertson A., Overpeck J., Rind D. et al. Hypothesized climate forcing time series for the last 500 years // J. Geophys. Res. 2001. V. 106. № D14. P. 14783-14804.

332. Robinson D.A., Dewey K.F., Heim R.R. Global snow cover monitoring: An update // Bull. Amer. Met. Soc. 1993. V. 74. № 9. P. 1689-1696.

333. Robock A. Volcanic eruptions and climate // Rev. Geophys. 2000. V. 38. № 2. P. 191-219.

334. Robock A. 20 reasons why geoengineering may be a bad idea // Bull. At. Sci. 2008. V. 64. № 2. R 14-18.

335. Robock A., Mu M., Vinnikov K. et al. Forty five years of observed soil moisture in the Ukraine: No summer desiccation (yet) // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. № 3. R L03401.

336. Robock A., Oman L., Stenchikov G.L. Regional climate responses to geoengineering with tropical and arctic SO2 injections //J. Geophys. Res. 2008. V. 113. № D16. R D16101. ■

337. Roderick G.D., M.L.and Farquhar, Berry S.L., Noble I.R. On the direct effect of clouds and atmospheric particles on the productivity and structure of vegetation // Oecologia. 2001. V. 129. № 1. P. 21-30.

338. Roe G. Feedbacks, timescales, and seeing red // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2009. V. 37. P. 93-115.

339. Roeckner E., Bengtsson L., Feicher J. et al. Transient climate change simulations with a coupled atmosphere-ocean GCM including the tropospheric sulfur cycle // J. Climate. 1999. V. 12. P. 3004-3032.

340. Sabine C.L., Feely R.A., Gruber N. et al. The oceanic sink for anthropogenic C02 11 Science. 2004. V. 305. P. 367-371.

341. Saito K., Kimoto M., Zhang T. et al. Evaluating a high-resolution climate model: Simulated hydrothermal regimes in frozen ground regions and their change under the global warming scenario // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. № F2. P. F02S11.

342. Scheffer M., Brovkin V., Cox P.M. Positive feedback between global warming and atmospheric C02 concentration inferred from past climate change // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. № 10. P. L10702.

343. Schneider von Deimling T., Held H., Ganopolski A., Rahmstorf S. Climate sensitivity estimated from ensemble simulations of glacial climate // Clim. Dyn. 2006. V. 27. JV® 2-3. R 149-163.

344. Schnur R., Hasselmann K. Optimal filtering for Bayesian detection and attribution of climate change // Clim. Dyn. 2005. V. 24. № 1. P. 45-55.

345. Schultz M.G., Heil A., Hoelzemann J.J. et al. Global wildland fire emissions from 1960 to 2000 // Glob. Biogeochem. Cycles. 2008. V. 22. № 2. P. GB2002.

346. Schuur E.A.G., Bockheim J., Canadell J.G. et al. Vulnerability of permafrost carbon to climate change: implications for the global carbon cycle // Bioscience. 2008. V. 58. № 8. P. 701-714.

347. Schuur E.A.G., Vogel J.G., Crummer K.G. et al. The effect of permafrost thaw on old carbon release and net carbon exchange from tundra // Nature. 2009. V. 459. № 7246. P. 556-559.

348. Sekiguchi M., Nakajima T., Suzuki K. et al. A study of the direct and indirect effects of aerosols using global satellite data sets of aerosol and cloud parameters //J. Geophys. Res. 2003. V. 108. № D22. P. 4699.

349. Serreze M., Bromwich D.H., Clark M.P. et al. Large-scale hydro-climatology of the terrestrial Arctic drainage system // J. Geophys. Res. 2003. V. 108. № D2. P. 8160.

350. Shevliakova E., Pacala S.W., Malyshev S. et al. Carbon cycling under 300 years of land use change: Importance of the secondary vegetation sink // Glob. Biogeochem. Cycles. 2009. V. 23. № 2. P. GB2022.

351. Shvidenko A., Nilsson S. A synthesis of the impact of Russian forestson the global carbon budget for 1961-1998 // Tellus. 2003. V. 55B. № 2. P. 391-415.

352. Siegenthaler U., Monnin E., Kawamura K. et al. Supporting evidence from the EPICA Dronning Maud Land ice core for atmospheric CO2 changes during the past millennium // Tellus. 2005. V. 57B. № 7. P. 51-57.

353. Siegenthaler U., Sarmiento J.L. Atmospheric carbon dioxide and the ocean // Nature. 1993. V. 365. P. 119-125.

354. Sirotenko O.D., Abashina H.V., Pavlova V.N Sensitivity of the Russian agriculture to changes in climate, CO2 and tropospheric ozone concentrations and soil fertility // Clim. Change. 1997. V. 36. № 1-2. P. 217-232.

355. Sitch S., Brovkin V., von Bloh W. et al. Impacts of future land cover changes on atmospheric CO2 and climate // Glob. Biogeochem. Cycles. 2005. V. 19. № 2. P. GB2013.

356. Sitch S., Cox P.M., Collins W.J., Huntingford C. Indirect radiative forcing of climate change through ozone effects on the land-carbon sink // Nature. 2007. V. 448. № 7155. P. 791-794.

357. Smirnov D.A., Mokhov I.I. Prom Granger causality to long-term causality: Application to climatic data // Phys. Rev. E. 2009. V. 80. № 1. P. 016208.

358. Smith L.C., MacDonald G.M., Velichko A.A. et al. Siberian peatlands a net carbon sink and global methane source since the early Holocene // Science. 2004. V. 303. P. 353-356.

359. Smith S.J., Pitcher H., Wigley T.M.L. Global and regional anthropogenic sulfur dioxide emissions // Glob. Planet. Change. 2001. V. 29. P. 99-119.

360. Sokolov A.P., Kicklighter D.W., Melillo J.M. et al. Consequences of considering carbon-nitrogen interactions on the feedbacks between climate and the terrestrial carbon cycle // J. Climate. 2008. V. 21. № 15. P. 3776-3796.

361. Stainforth D.A., Aina T., Christensen C. et al. Uncertainty in predictions of the climate response to rising levels of greenhouse gases // Nature. 2005. V. 433. P. 403-406.

362. Stendel M., Mogensen I.A., Christensen J.H. Influence of various forcings on global climate in historical times using a coupled atmosphere-ocean general circulation model // Clim. Dyn. 2006. V. 26. P. 1-15.

363. Stern D.I., Kaufmann R.K. Estimates of global anthropogenic methane emissions 1860-1993 // Chemosphere. 1996. V. 33. № 1. P. 159-176.

364. Stone D.A., Allen M.R., Selten F. et al. The detection and attribution of climate change using an ensemble of opportunity // J. Climate. 2007. V. 20. № 3. P. 504-516.

365. Stott P.A., Forest C.E. Ensemble climate predictions using climate models and observational constraints // Philos. Trans. R. Soc., Ser. A. 2007. V. 364. № 1857. P. 2029-2052.

366. Stott P.A., Kettleborough J.A. Origins and estimates of uncertainty in predictions of twenty-first century temperature rise // Nature. 2002. V. 416. № 6882. P. 723-726.

367. Strassmann K.M., Joos F., Fischer G. Simulating effects of land use changes on carbon fluxes: past contributions to atmospheric CO2 increases and future commitments due to losses of terrestrial sink capacity // Tellus. 2008. V. 60B. № 4. P. 583-603.

368. Svirezhev Yu.M., Brovkin V., von Bloh W. et al. Optimisation of reduction of global CO2 emission based on a simple model of the carbon cycle // Environ. Model Assess. 1999. V. 4. № 1. P. 23-33.

369. Taylor K., Penner J.E. Climate system response to aerosols and greenhouse gases: a model study // Nature. 1994. V. 369. P. 734-737.

370. Taylor K.E. Summarizing multiple aspects of model performance in a single diagram // J. Geophys. Res. 2001. V. 106. № D7. P. 7183-7192.

371. Tebaldi C., Mearns L.O., Nychka D., Smith R.L. Regional probabilities of precipitation change: A Bayesian analysis of multimodel simulations // Geophys. Res. Lett. 2004. V. 31. № 24. P. L24213.

372. Tebaldi C., Smith R.W., Nychka D., Mearns L.O. Quantifying uncertainty in projections of regional climate change: A Bayesian aproach to the analysis of multi-model ensembles //J. Climate. 2005. V. 18. № 10. P. 1524-1540.

373. Tegen I., Koch D., Lacis A.A., Sato M. Trends in tropospheric aerosol loads and corresponding impact on direct radiative forcing between 1950 and 1990: A model study // J. Geophys. Res. 2000. V. 105. № D22. R 26971-26989.

374. The International Ad Hoc Detection and Attribution Group. Detecting and attributing external influences on the climate system: A review of recent advances // J. Climate. 2005. V. 18. № 9. P. 1291-1314.

375. Thomas H., England M.H., Ittekkot V. An off-line 3D model of anthropogenic CO2 uptake by the oceans // Geophys. Res. Lett. 2001. V. 28. № 3. P. 547-550.

376. Thonicke K., Venevsky S., Sitch S., Cramer W. The role of fire disturbance for global vegetation dynamics: coupling fire into a Dynamic Global Vegetaion Model // Glob. Ecol. Biogeogr. 2001. V. 10. № 6. P. 661-677.

377. Thornton P.E., Lamarque J.-F., Rosenbloom N.A., Mahowald N.M. Influence of carbon-nitrogen cycle coupling on land model response to CO2 fertilization and climate variability // Glob. Biogeochem. Cycles. 2007. V. 21. № 4. P. GB4018.

378. Timm O., Köhler P., Timmermann A., Menviel L. Mechanisms for the onset of the African Humid Period and Sahara greening 14.5-11 ka BP //J. Climate. 2010. V. 23. № 10. P. 2612-2633.

379. Twohy C.H., Petters M.D., Snider J.R. et al. Evaluation of the aerosol indirect effect in marine stratocumulus clouds: Droplet number, size, liquid water path, and radiative impact // J. Geophys. Res. 2005. V. 110. № D8. P. D08203.

380. Twomey S.A. Pollution and the planetary albedo // Atmos. Environ. 1974. V. 8. P. 1251-1256.

381. Valdes P. Paleoclimate modeling // Numerical modeling of the global atmosphere in the climate system / Mote P., O'Neill A. (eds.). Dordrecht/Boston/London: Kluwer Acad. Publ. 2000. P. 465-488.

382. Valdes P.J., Beerling D.J., Johnson C.E. The ice age methane budget // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. № 2. P. L02704.

383. Venevsky S., Thonicke K., Sitch S., Cramer W. Simulating fire regimes in human-dominated ecosystems: Iberian Peninsula case study // Glob. Change Biol. 2002. V. 8. № 10. P. 984-998.

384. Wahlen M. The global methane cycle // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 1993. V. 21. P. 407-426.

385. Walker S.J., Weiss R.F., Salameh P.K Reconstructed histories of the annual mean atmospheric mole fractions for the halocarbons CFC-11, CFC-12, CFC-113 and carbon tetrachloride // J. Geophys. Res. 2000. V. 105. № C6. P. 14285-14296.

386. Wallace C.J., Osborn T.J. Recent and future modulation of the annual cycle // Clim. Res. 2002. V. 22. № 1. P. 1-11.

387. Wang G. A conceptual modeling study on biosphere-atmosphere interactions and its implications for physically based climate modeling // J. Climate. 2004. V. 17. № 13. P. 2572-2583.

388. Wang Y.-M., Lean J., Sheeley N.R. Modeling the Sun's magnetic field and irradiance since 1713 // Astropliys. J. 2005. V. 625. № 1. R 522 -538.

389. White D., Hinzman L., Alessa L. et al. The arctic freshwater system: Changes and impacts // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. № G4. R G04S54.

390. Whiting G.J., Chanton J.P. Greenhouse carbon balance of wetlands: methane emission versus carbon sequestration // Tellus. 2001. V. 53B. ' № 5. P. 521-528.

391. Wigley T.M.L. ENSO, volcanoes and record-breaking temperatures // Geophys. Res. Lett. 2000. V. 27. № 24. P. 4101-4104.

392. Xu-Ri , Prentice I.C. Terrestrial nitrogen cycle simulation with a dynamic global vegetation model // Glob. Change Biol. 2007. V. 14. № 8. P. 1745-1764.

393. Yang X., Wittig V., Jain A.K., Post W. Integration of nitrogen cycle dynamics into the Integrated Science Assessment Model for the study of terrestrial ecosystem responses to global change // Glob. Biogeochem. Cycles. 2009. V. 23. № 4. P. GB4029.

394. Yokohata T., Webb M.J., Collins M. et al. Structural similarities anddifferences in climate responses to CO2 increase between two perturbed physics ensembles //J. Climate. 2010. V. 23. № 6. P. 1392-1410.

395. Yurova A.Yu., Volodin E.M., Agren G.I. et al. Effects of variations in simulated changes in soil carbon contents and dynamics on future climate projections // Glob. Change Biol. 2010. V. 16. № 2. P. 823-835.

396. Zachos J., Pagani M., Sloan L. et al. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present // Science. 2001. V. 292. P. 686 693.

397. Zaehle S., Friend A.D., Friedlingstcin P. et al. Carbon and nitrogen cycle dynamics in the O-CN land surface model: 2. Role of the nitrogen cycle in the historical terrestrial carbon balance // Glob. Biogeochem. Cycles. 2010. V. 24. № 1. P. GB1006.

398. Zeng N., Qian H., Roedenbeck C., Heimann M. Impact of 19982002 midlatitude drought and warming on terrestrial ecosystem and the global carbon cycle // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32. № 22. P. L22709.

399. Zeng X., Shen S.S.P., Zeng X., Dickinson R.E. Multiple equilibrium states and the abrupt transitions in a dynamical system of soil water interacting with vegetation // Geophys. Res. Lett. 2004. V. 31. № 5. P. L05501.

400. Zhang T. Influence of the seasonal snow cover on the ground thermal regime: An overview // Rev. Geophys. 2005. V. 43. № 4. P. RG4002.

401. Zhao M., Running S.W., Nemani R.R. Sensitivity of Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) terrestrial primary production to the accuracy of meteorological reanalyses //J. Geophys. Res. 2006. V. 111. № Gl. P. G01002.

402. Ziinov N.S., Zimov S.A., Zimova A.E. et al. Carbon storage in permafrost and soils of the mammoth tundra-steppe biome: Role in the global carbon budget // Geophys. Res. Lett. 2009. V. 36. № 2. P. L02502.

403. Zimov S.A., Davydov S.P., Zimova G.M. et al. Permafrost carbon: Stock and decomposability of a globally significant carbon pool // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. № 20. P. L20502.

404. Zimov S.A., Schuur E.A.G., Chapin F.S. Permafrost and the global carbon budget // Science. 2006. V. 312. № 5780. P. 1612-1613.

Информация о работе

Елисеев, Алексей Викторович
доктора физико-математических наук
Москва, 2010
ВАК 25.00.29

Диссертация

Изменение климата и характеристик наземных экосистем при наличии антропогенного и естественного воздействия - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы