1.8: Вплив

а) Прогнози

Передбачення важко, особливо про майбутнє ^[1]. Це справедливо і для прогнозів майбутніх змін клімату. Вони спираються на припущення про майбутні радіаційні сили, такі як антропогенні викиди парникових газів та аерозолів, які невідомі. З цієї причини їх називають прогнозами, а не прогнозами.

Кліматологи вважають, що найкращі прогнози враховують результати кліматичних моделей стану науки, оскільки вони є синтезом теоретичних та емпіричних знань. Однак, як ми дізналися в попередніх розділах, кліматичні моделі недосконалі. Тому невизначеність у майбутніх прогнозах виникне як з припущень щодо майбутніх викидів парникових газів, так і з помилками кліматичної моделі.

Найновіший звіт про оцінку МГЕЗК (AR5) використовує майбутні сценарії, які визначають антропогенне випромінювання (рис. $\PageIndex{1}$; Коллінз та співавт., 2013; Стокер та співавт., 2013). Вони називаються репрезентативними концентраційними шляхами (RCP) і за ними слідує число, яке вказує на радіаційну силу приблизно в 2100 році. Мета полягає в тому, щоб охопити цілий ряд можливих ф'ючерсів. Зверніть увагу, що радіаційне форсування повільно зменшується після 2050 року для сценарію RCP2.6. У цьому випадку максимальне форсування ~2,5 Wm ^-2 досягається протягом середини цього століття. Сценарії RCP4.5 і RCP6.0 продовжують збільшувати радіаційне форсування протягом цього століття і стабілізуються близько до їх максимуму близько 2100 року, тоді як для сценарію RCP8.5 форсування продовжує збільшуватися приблизно до 2200 року, після чого стабілізується на 12 Wm ^-2.

Малюнок$\PageIndex{1}$: Антропогенне випромінювання як функція часу для поточного (RCP) та попереднього (SRES) сценаріїв МГЕЗК. Від ipcc.ch.

Потім призначене радіаційне форсування використовується для розрахунку відповідних концентрацій CO ₂ (рис. $\PageIndex{2}$), наприклад, шляхом інвертування еквалайзера (4.2) у главі 4. Сценарій RCP2.6 призводить до стабілізації концентрації CO2 нижче 450 ppm протягом 21 століття, тоді як в сценаріях RCP4.5 і RCP6.0 концентрації CO2 продовжують зростати приблизно до 550 ppm і 650 ppm відповідно, в 2100 році. За сценарієм RCP8.5 концентрації CO2 збільшуються приблизно до 900 проміле на рік 2100. Для майбутніх AR6 були розроблені різні сценарії, які називаються Спільними соціально-економічними шляхами або SSP.

Моделі вуглецевого циклу використовуються для розрахунку викидів вуглецю відповідно до цих шляхів концентрації CO ₂. Через невизначеності моделей виникає ряд сценаріїв викидів вуглецю (затінені смуги на рис. $\PageIndex{2}$). Сценарій RCP2.6 передбачає значне скорочення викидів вуглецю приблизно після 2020 року, тоді як бізнес-сценарій RCP8.5 передбачає продовження збільшення викидів до 2100 року (рис. $\PageIndex{2}$). Два проміжних сценарії RCP4.5 та RCP6.0 припускають продовження збільшення викидів приблизно до 2050 або 2080 з подальшим скороченням викидів.

Рисунок$\PageIndex{2}$: Еволюція викидів і концентрацій CO ₂ (вставка) для сценаріїв RCP. Викиди розраховуються з простих моделей вуглецевого циклу з урахуванням концентрації CO ₂. Невизначеність у цих розрахунках вказується затіненням та двома різними лініями, позначеними середнім значенням CMIP5 та сценарієм IAM. Від ipcc.ch.

Шляхи концентрації CO2 використовуються як вхідні дані для комплексних кліматичних моделей, які проектують діапазон глобальних температурних реакцій (рис. $\PageIndex{3}$). Для сценарію RCP2.6 моделі проектують подальше потепління менш ніж на 1° C вище поточних рівнів до 2050 року та подальше повільне охолодження. Сценарії RCP4.5 та RCP6.0 призводять до додаткового потепління приблизно від 1,5 до 2° C до 2100 року, тоді як для звичайного сценарію температури RCP8.5 збільшуються на 4° C до 2100 року та на 8° C до 2300 року. Останній відповідає подвійній різниці температур між Останнім льодовиковим максимумом і доіндустріальним (див. Розділ 3). Зверніть увагу, що невизначеність, на яку вказує затінення, набагато більша для сценарію високих викидів RCP8.5 порівняно з проміжним та низьким сценаріями.

Малюнок$\PageIndex{3}$. Середні світові прогнози температури поверхні відносно 1986-2005 рр. Затінення вказує на діапазон 5 та 95%, а лінія - це середнє значення декількох моделей. Чорна лінія з сірим затіненням представляє історичні симуляції, включаючи варіації вулканічного форсування. Оскільки вулканічне форсування неможливо передбачити на майбутнє, зміни природних радіаційних нагнітань в проекціях не враховуються. Вказується кількість використовуваних кліматичних моделей. Не всі моделі імітували повний період до 2300 року, що призводить до стрибка червоної лінії в 2100 році. Від ipcc.ch.

Кліматичні моделі проектують більше потепління над сушею, ніж над океаном, і більше потепління на високих широтах, особливо в Арктиці (рис. $\PageIndex{4}$). Ця закономірність схожа для всіх сценаріїв і часових періодів. Однак абсолютні цифри менші для сценаріїв з меншими викидами, ніж для сценарію бізнес-як зазвичай RCP8.5, показаного на рис. $\PageIndex{4}$). Ми стикалися з цими закономірностями контрасту суші та полярного посилення раніше в спостереженнях історичних змін температури, розглянутих у главі 2, в реконструйованих температурах з Останнього льодовикового максимуму, обговорюваного в главі 3, і в наших обговореннях виявлення та дослідження атрибуції в главі 7. Зроблено висновок, що ці закономірності є надійними особливостями кліматичної системи, які відносно добре розуміються та відтворюються в моделями. Потеплення в Північному Льодовитому більш ніж в два рази більше середнього світового рівня, в якому переважають океани. МГЕЗК робить висновок, що в середньому потепління над сушею буде в 1,4 - 1,7 рази більше, ніж потепління над океаном (Collins et al., 2013).

Рисунок$\PageIndex{4}$: Зміни температури поверхні, прогнозовані для звичайного сценарію RCP8.5 наприкінці ²¹ століття. Стипплінг вказує на області дуже значних змін, де середнє значення декількох моделей більше двох стандартних відхилень модельованої внутрішньої мінливості і де щонайменше 90% моделей погоджуються на знак зміни. Натисніть на карту, щоб побачити прогнози для інших сценаріїв і часу. Від ipcc.ch.

Досліджуйте прогнози

Дослідіть прогнози майбутнього клімату за допомогою цього веб-сайту:

Виберіть країну, змінну та модель за вашим вибором.
Як модельне моделювання сезонного циклу (нижній лівий графік) за період 1980-2004 років порівнюється зі спостереженнями?
Спробуйте іншу модель, а потім модель означає. Що краще узгоджується зі спостереженнями?
Порівняйте моделювання температури і опадів зі спостереженнями. Що підходить краще?
Тепер порівняємо модельне моделювання майбутнього (2050-2074) з недавнім минулим (1980-2004). Опишіть свої спостереження.

Ще один хороший веб-сайт з прогнозами кліматичної моделі, а також іншими даними - climexp.knmi.nl.

Рис. $\PageIndex{5}$) показує, що моделі проектують більше потепління у верхній тропічній тропосфері, ніж на поверхні. Підвищений вміст водяної пари в теплішій атмосфері (див. Обговорення в главі 4 співвідношення Клаузіуса-Клапейрона та зворотного зв'язку швидкості проміжку, а також у главі 6 гідрологічного циклу) викликає більший висхідний транспорт вологи у висхідній частині клітини Хедлі. Посилена конденсація і приховане виділення тепла призводить до посиленого потепління там.

Моделі також проектують значне охолодження в стратосфері. Оскільки стратосфера стабільно стратифікована (немає конвекції), її енергетичний баланс визначається локальним нагріванням від поглинання сонячної радіації озоном і локальним охолодженням від випромінювання інфрачервоного випромінювання СО ₂ (Manabe and Strickler, 1964). Таким чином, більш високі концентрації CO ₂ в стратосфері призведуть до більшого випромінювання інфрачервоного випромінювання і охолодження там. Стратосферне охолодження спостерігається в сучасних вимірах, що узгоджується з охолоджуючим ефектом СО ₂. Однак поточне охолодження також спричинене зменшенням стратосферного озону, спричиненого викидами хлорфторуглеродів (ХФУ) людиною. Тим не менш, прогнозоване стратосферне охолодження в майбутньому буде переважати збільшення CO ₂, оскільки викиди ХФУ зменшилися, а озонова діра, як очікується, загоїться протягом наступних десятиліть.

Малюнок$\PageIndex{5}$). Штрихування вказує, де зміни не є суттєвими щодо 2 сигматичних варіацій внутрішньої мінливості. Клацніть на панелі океану, щоб побачити результати для інших сценаріїв. Від ipcc.ch.

Прогнозується, що спостережуване потепління верхнього океану продовжиться і проникне глибше у надр океану, особливо в регіонах глибоководного утворення, таких як Південний океан (рис. $\PageIndex{5}$)). Більше потепління поверхні збільшить розшарування океану та зменшить вертикальне змішування, що матиме наслідки для меридіональної перекидання циркуляції океану та доставки поживних речовин до еуфотичної зони, обидва з яких, ймовірно, продовжуватимуть зменшуватися.

Прогнозується, що потепління поверхні збільшить випаровування скрізь, за винятком північної Північної Атлантики та Південного океану, де потепління є найменшим, і на деяких ділянках суші, де прогнозується зменшення опадів (рис. $\PageIndex{6}$)). Як правило, прогнозується, що опади збільшуватимуться в регіонах, які вже вологі, як тропіки, і в середніх і високих широтах, і зменшуватимуться в регіонах, які вже сухі, як субтропіки. Як правило, прогнозується, що відносна вологість зменшиться над сушею та збільшуватиметься над океанами. Чисті поверхневі втрати прісної води, які визначаються випаровуванням мінус опадів (E − P), за прогнозами, збільшаться в субтропіках, тоді як тропіки та середні та високі широти набиратимуть воду. Прогнозується, що стік збільшиться в більшості регіонів, за винятком Середземномор'я, Південно-Західної США та Мексики, південно-західної Африки та частин Південної Америки. З іншого боку, за прогнозами, вологість ґрунту зменшиться майже скрізь, за винятком частин Північної Африки, Азії та Південної Америки, де кількість опадів значно збільшується.

Малюнок$\PageIndex{6}$): Як малюнок$\PageIndex{4}$), але для змін гідрологічного циклу. Від ipcc.ch.

Прогнози свідчать про те, що арктичний морський лід продовжить знижуватися в майбутньому, особливо в кінці літа (рис. $\PageIndex{7}$)). Однак прогнозується набагато більше зниження для сценарію високих викидів (RCP8.5), для якого всі моделі проектують майже повністю вільний льодовитий океан, порівняно зі сценарієм з низькими викидами (RCP2.6), для якого всі моделі проектують значний залишок морського льодового покриву.

Рисунок$\PageIndex{7}$): Проекції арктичного морського льоду у вересні. Результати всіх моделей відображаються у вигляді пунктирних ліній на панелі часових рядів зліва та у вигляді білого затінення на картах праворуч. Результати підмножини моделей, які найкраще узгоджуються із спостережуваним морським льодом (цифри у дужках), відображаються як суцільні лінії та сіре затінення. Від ipcc.ch.

Також прогнозується, що гірські льодовики продовжуватимуть танути, а також крижані покриви Гренландії та Антарктики. Завдяки цьому введення маси разом з розширенням океану від потепління рівня моря прогнозується збільшення на 40 до 70 см до 2100 року (рис. $\PageIndex{8}$)). Зверніть увагу, що прогнози рівня моря дуже схожі для всіх сценаріїв до середини століття. Це свідчить про прихильність найближчому майбутньому підвищенню рівня моря від минулих викидів вуглецю. Іншими словами, значні зміни клімату та пов'язані з ними наслідки вже запечені в системі, і їх неможливо уникнути. Це передбачає необхідність адаптації до цих неминучих впливів.

Рисунок$\PageIndex{8}$): Глобальний підйом рівня моря прогнозується ^на 21 століття. Синя та червона криві показують прогнози для сценаріїв RCP2.6 та RCP8.5 відповідно. Затінення вказує на ймовірний (66-100%) діапазон невизначеності. Смуги праворуч показують середні показники 2081-2000 для чотирьох сценаріїв. Від ipcc.ch.

Збільшення стратифікації від потепління та освіження поверхневих вод Північної Атлантики призведе до уповільнення атлантичного меридіонального перекидання циркуляції приблизно на 10% для кожного градуса Цельсія середнього глобального потепління (Bakker et al., 2016). Багато інших впливів також залежать приблизно лінійно від середньої глобальної температури, а середня глобальна температура може бути добре наближена сукупними викидами вуглецю (Matthews et al., 2009) таким чином, що 500 Gt призводять до приблизно 1° C потепління (рис.$\PageIndex{9}$)). Оскільки ми вже викинули близько 500 Gt, це означає, що якщо ми хочемо залишатися нижче 2° C, мета Паризької угоди, у нас є лише 500 Gt вуглецю, щоб викинути.

Малюнок$\PageIndex{9}$). Кольорові лінії показують багатомодельні засоби з сценаріїв RCP, а кольоровий шлейф вказує на невизначеність. Результати експоненціальних експериментів зі збільшенням CO ₂ зі швидкістю 1% на рік показані як чорна лінія та сіре затінення. Сценарії RCP призводять до дещо більшого потепління, оскільки вони включають додаткові сили, що не містять CO ₂. Від ipcc.ch.

Переломні точки

Переломний момент - це поріг, який при перетині призведе до незворотного переходу в інший стан. Прикладами для переломних точок є

танення льодового покриву Гренландії,
танення крижаного покриву Західної Антарктики,
колапс атлантичного меридіонального перекидання циркуляції,
зрушення екосистеми,
вимирання видів.

Крижані покриви можуть мати переломні точки через позитивні відгуки, такі як висота льодового покриву - зворотний зв'язок балансу маси (Weertman 1961). Цей відгук можна зрозуміти, розглянувши ідеалізований крижаний покрив на плоскому ліжку, як показано на рис. Б$\PageIndex{1}$) нижче. Крижаний покрив набирає масу за рахунок накопичення снігу у верхніх центральних частинок, тоді як він втрачає лід через танення уздовж нижніх країв. Для простоти припустимо в наступному, що швидкості накопичення і розплаву просторово постійні. Завдяки гравітації та отриманому горизонтальному градієнту тиску лід повільно тече від центру до країв. Рухаючись вгору по льодовику або крижаному покриву, людина починає на краю ходити по льоду. У якийсь момент лід перетворюється в сніг, який покриває внутрішню частину листа аж до вершини. Це так звана снігова лінія або лінія рівноваги. Він вказує на перехід від зони розплаву в зону накопичення. Якщо середня висота крижаного $\ оверлайн {H}$ покриву більше висоти лінії рівноваги Н _Е, крижаний покрив знаходиться в стабільній рівновазі. Однак, якщо температура потепління піднімається, лінія рівноваги до $\ оверлайн {H}$ зони абляції збільшується, і крижаний покрив втрачає більше маси, ніж набирає. Він стискається і його висота падає, що призводить до ще більшого плавлення. Такий зворотний зв'язок може привести до швидкого і незворотного танення цілого крижаного покриву.

Рисунок B$\PageIndex{1}$): Схематичний розріз через ідеалізований крижаний покрив. Горизонтальна вісь являє собою відстань в км від її лівого краю. Вертикальна вісь являє собою піднесення над плоскою основою.

В результаті цього зворотного зв'язку крижані покриви проявляють гістерезисну поведінку, як схематично показано на рис. Б$\PageIndex{2}$). Якщо висота лінії рівноваги знаходиться між нулем і $\ оверлайн {H}$ двома станами можливі. Один без льоду і один з крижаним покривом. Припустимо, що ми перебуваємо в стані без льоду на нижній гілці кривої гістерезису. Якщо клімат охолоне і лінія рівноваги опуститься нижче нуля, лід буде рости і ми перейдемо в стан з крижаним покривом. Якщо клімат зараз знову прогріється, крижаний покрив залишиться на місці, поки висота лінії рівноваги не підніметься вище $\ оверлайн {H}$ . У цей момент крижаний покрив розтане. Отже, для рівноважної лінії можливі висоти між нулем і $\ оверлайн {H}$ двома станами, і в якому стані знаходиться система, залежить від її історії. Це типова властивість гістерезису, яка спостерігається, наприклад, при магнетизмі. Це також може призвести до швидких змін стану, як показано вертикальними стрілками. Через те, що його широта знаходиться далі на полюсі, а висота вища, вважається, що крижаний покрив Східної Антарктики є більш стабільним і далі від порогу танення, ніж крижаний покрив Гренландії.

Рисунок B$\PageIndex{2}$): Схематична крива гістерезису для крижаного покриву. Вертикальна і горизонтальна осі представляють обсяг льоду і висоту лінії рівноваги відповідно.

Більш складні моделі крижаних покривів демонструють подібну порогову поведінку. Поточні оцінки свідчать про те, що крижаний покрив Гренландії може майже повністю зникнути через глобальне потепління на 0,8-3,2° C вище доіндустріальних температур (рис. B$\PageIndex{3}$). Однак, незважаючи на те, що цей поріг може бути перевищений найближчим часом через триваючі антропогенні викиди вуглецю, крижаний покрив не розпадеться негайно. Це може зайняти від сотень до тисяч років, щоб повністю розтанути. Чим більше потепління, тим швидше буде танення льоду. Танення всього льодового покриву Гренландії підвищило б глобальний рівень моря приблизно на 7 м.

Рисунок В$\PageIndex{3}$): Гренландія повністю заледенена (зліва) і в основному знеледенена (праворуч). Контурні лінії позначають товщину льодового покриву в км. Від Робінсона та ін. (2012) на nature.com.

Крижаний покрив Західної Антарктики також вразливий до потепління. Велика його частина знаходиться нижче рівня моря і вона облямована крижаними полицями, які плавають по океану (рис. Б$\PageIndex{4}$). Лінія заземлення відокремлює крижаний шельф від заземленого внутрішнього льоду. Крижані полиці часто забезпечують опорну силу, яка утримує внутрішній крижаний покрив від потоку швидше в океан. Вторгнення теплої циркумполярної глибокої води (CDW) може розтопити дно крижаної шельфу, посилити отелення льодових берг і привести до відступу лінії заземлення. Оскільки поглиблення ліжка до внутрішнього відступу лінії заземлення та зменшене опорне ущільнення можуть спричинити збільшення зовнішнього потоку льоду та ініціювати нестабільність, яка призводить до руйнування всього льодового покриву. Останні моделі вказують на те, що крижаний покрив Західної Антарктики може розпастися протягом сотень років для сценаріїв високих та проміжних викидів вуглецю, тоді як він стабільний для сценаріїв з низькими викидами (DeConto and Pollard, 2016). Якби Західна Антарктика крижаний покрив обвалився, глобальний рівень моря підніметься приблизно на 5 м.

Малюнок B$\PageIndex{4}$: Уразливості льодового покриву Антарктики. Вгорі: Схематична ілюстрація Західної Антарктики льодового покриву від carbronbrief.org. Внизу: Проекція льодового покриву Антарктики на рік 2500 для сценаріїв викидів RCP2.6 (зліва) та RCP8.5 (праворуч) від DeConto та Pollard, 2016).

Атлантичний меридіональний перекидання циркуляції (AMOC) також може перейти в згорнутий стан після перевищення порогу. Дані палеоклімату свідчать про те, що подібні зрушення відбувалися неодноразово в минулому. AMOC проявляє гістерезисну поведінку через позитивний зворотний зв'язок між циркуляцією та солоністю в Північній Атлантиці. Циркуляція транспортує високосолоні води з субтропіків до Північної Атлантики. Однак зменшення потоку і, отже, транспортування солоних вод на північ призведе до зменшення солоності в північноатлантичних регіонах глибоководного утворення, і це ще більше зменшить потік. В даний час вважається, що колапс AMOC малоймовірний для сценаріїв з низькими викидами, але ймовірність збільшується для сценаріїв з високими викидами (Bakker et al., 2016). Колапс або велике скорочення AMOC вплине не тільки на Північну Атлантику через зменшення теплового транспорту на північ, це також вплине на тропіки, змістивши зону міжтропічної конвергенції на південь, що вплине на структуру опадів, рослинність, екосистеми та люди там і це вплине на біогеохімічні цикли океану (наприклад, поживні речовини та вуглець) та екосистеми.

Екосистеми продовжуватимуть свої полюсні та висхідні зрушення. Сьогоднішня тундра, наприклад, буде замінена тайгою (рис. Б$\PageIndex{5}$). Види, які раніше жили у високих широтах або на верхніх висотах гір, можуть бути замінені видами, що рухаються з південного боку або з нижчих висот. Це може привести до вимирання видів. Особливо вразливі види, які мешкають біля вершини гір, такі як милий маленький піка, або поблизу зникаючого морського льоду, таких як білі ведмеді, моржі та наркити (Larsen et al., 2014).

Малюнок B$\PageIndex{5}$: Тундра (зліва) - це біом у далеких північних широтах, що характеризується травами та чагарниковою рослинністю та вічною мерзлотою під сезонно талим грунтом. Мускусні воли, гуси, карібу (північний олень), песець, арктичний заєць, снігова сова та лемінги - деякі з тварин, які називають тундру домом. Потеплення призводить до тайги (він же бореальний ліс, праворуч) з хвойними деревами, що замінюють тундру.

б) Екосистеми

Моделі рослинності проектують подальші полюсні зрушення біомів (рис. $\PageIndex{10}$) за рахунок потепління узгоджується з нині спостережуваними поточними тенденціями. Потенційна рослинність - це природна рослинність, яка росла б у певній місцевості без змін у землекористуванні людьми, таких як сільське господарство чи лісове господарство. Зсуви біомів прогнозуються з найбільшою впевненістю в тих регіонах, близьких до кордонів біома, до напрямку міграції вторгнення біома. Наприклад, поблизу кордону тундра/тайги майже напевно відбудеться перехід від тундри до тайги. Для окремих видів, таких як осика в Північній Америці можливі великі зрушення.

Рисунок$\PageIndex{10}$: Змодельована потенційна рослинність у 1990 році (а), прогнозовані зміни до кінця століття (b) та впевненість у прогнозах (c). Біоми від полюсів до екватора - це лід (IC), тундра та альпійська (UA), бореальний хвойний ліс (тайга, BC), помірний хвойний ліс (TC), помірний широколистий ліс (ТБ), помірний змішаний ліс (TM), помірний чагарник (TS), помірний пасовища (TG), пустеля (DE), тропічні пасовища (RG), тропічні пасовища (RG) (RW), тропічний листяний широколистий ліс (RD), тропічний вічнозелений широколистий ліс (RE). Від Гонсалеса та ін. (2010).

Збільшення концентрації CO ₂ в атмосфері підвищить ефективність використання води рослин. Вони можуть рости більше при тому ж використанні води, тому що їм не потрібно відкривати свої продихи стільки ж для того ж кількості СО ₂, щоб втекти. Вони також можуть рости в регіонах, які раніше були занадто сухими для них під нижчим вмістом CO ₂. Цей ефект озеленення в даний час спостерігається, наприклад, від супутників.

Зміни опадів також вплинуть на розподіл рослинності. Вплив на рослинність зменшених опадів у субтропіках в умовах більш теплого клімату може бути певною мірою компенсований підвищенням ефективності використання води при підвищенні CO ₂. Більш тривалий вегетаційний період, вищий CO ₂ та більш теплі температури збільшать чисте виробництво рослин, а також дихання, наприклад, у ґрунтах.

Лісові пожежі важко проектувати, але в більшості регіонів вони, ймовірно, погіршаться через зміну клімату (рис. $\PageIndex{11}$. Вогонь потребує палива, яке в разі пожежі є спалюваною біомасою (суха деревина або трава). Тут також потрібні правильні кліматичні або погодні умови. Спекотне і сухе літо збільшують пожежну небезпеку, а сильний вітер може призвести до швидкого поширення пожеж. У багатьох регіонах, наприклад, Північній Америці, Австралії та Росії, гасіння пожеж людьми спричинило накопичення палива, яке, як тільки запалюється, може призвести до більших пожеж. У багатьох районах тропіків, з іншого боку, люди горять, щоб очистити сільськогосподарські поля. Таким чином, зміни лісових пожеж спричинені не лише зміною клімату. Однак спекотніше сухе літо, прогнозоване, наприклад, для західних Сполучених Штатів, призведе до збільшення ймовірності пожежі в майбутньому. Це узгоджується з науковими доказами того, що пожежі вже збільшилися там за останні десятиліття через антропогенні зміни клімату (Abatzoglou and Williams, 2016). В інших регіонах, таких як високі північні широти, де деревна тайгова рослинність замінить тундру, внаслідок чого збільшення доступного палива може призвести до більших або більших пожеж. Зауважимо, що зміни прогнозованої частоти пожежі є дуже невизначеною, про що свідчать різні моделі та методи, що дають різні результати.

Рисунок$\PageIndex{11}$: Прогнозована зміна ймовірності пожежі з 1971-2000 до 2070-2099 років для сценарію високих викидів SRES-A2 за допомогою статистичного методу та кліматичних моделей. Від Моріца та ін. (2012).

Однією з найбільш чутливих океанічних екосистем, ймовірно, є коралові рифи. Коралам загрожує не тільки відбілювання, що відноситься до вигнання їх симбіотичних водоростей, що виникають в результаті тепліших вод, але і підкислення океану, що гальмує їх виробництво карбонату кальцію. Наразі спостерігається зсув видів риб у бік вищих широт, швидше за все, продовжиться.

Малюнок$\PageIndex{12}$: Здоровий (зліва) і вибілений (праворуч) корал.

В Арктиці наркити можуть бути замінені вторглися косатками (рис.$\PageIndex{13}$). Так само для багатьох інших видів від фітопланктону до китів, деякі принесуть користь, а інші будуть страждати від зміни клімату. Кальцифікатори, такі як кокколітофори, імовірно, будуть серед тих, хто програв через закислення океану, тоді як ціанобактерії, які є іншою групою фітопланктону, можуть бути серед переможців (Dutkiewitcz et al., 2015). Через цю складну реакцію багато наслідків для екосистем неможливо передбачити. Тому цілком ймовірно, що будуть сюрпризи, які вчені не змогли передбачити.

Малюнок$\PageIndex{13}$: Нарвал (зліва) і косатки (праворуч).

Як правило, вплив зміни клімату на екосистеми Землі буде більшим для сценаріїв з високим рівнем викидів і меншим для сценаріїв з низьким рівнем викидів. Екосистеми Землі стійкі. Вони зазнали великих кліматичних змін у минулому, наприклад, під час циклів льодовикового періоду плейстоцену. Однак поточні темпи змін та очікувані на майбутнє більші для деяких кліматичних змінних, ніж минулі темпи (рис. $\PageIndex{14}$), який багато вчених стурбовані адаптивністю екосистем.

в) Довгострокові зміни

Завдяки тривалому терміну служби вуглецю в системі Землі поточна діяльність людини вплине на багато майбутніх поколінь. Кінцева доля антропогенного вуглецю - поховання в океанських відкладах. Це повільний процес, який займає десятки тисяч років, щоб видалити весь зайвий вуглець. З цієї причини значна частина вуглецю, який ми сьогодні вкладаємо в атмосферу, буде впливати на клімат і фізичні, біологічні та людські системи Землі протягом тривалого часу. Загальна кількість наявних викопних палив, які все ще знаходяться в землі, є невизначеною (~10000 pGc, GEA, 2012), але зрозуміло, що існує достатньо для розтоплення всіх основних крижаних покривів, що підвищило б рівень моря приблизно на 65 м. $\PageIndex{14}$показує сценарії до близько 5000 GtC, що призводить до повного танення льодових покривів Гренландії та Західної Антарктики та більшої частини льодового покриву Східної Антарктики з підвищенням рівня моря близько 50 м. навіть відносно низький (1,280 GtC) сценарій викидів призведе до довгострокового підвищення рівня моря приблизно на 50 м Однак швидкість зміни буде набагато повільнішою для сценарію менших викидів (0,5 м/ст.) порівняно з вищим сценарієм (3 м/ст.). Такі показники безпрецедентні вже понад 8000 років. Сценарії з високими викидами розтопили б по суті всі гірські льодовики на Землі, тоді як сценарії з низьким рівнем викидів розтануть близько 70% поточних льодовиків, переважно в межах цього та наступного століття (Marzeion et al., 2012). Глобальне потепління для всіх сценаріїв, крім низьких викидів, буде подібним або навіть перевищувати такий, як від Останнього льодовикового максимуму до раннього голоцену (~ 4ºC). Тому трансформації екосистем Землі, подібні за величиною до задокументованих для останнього дезледеніння, можна очікувати для сценаріїв проміжних та високих викидів. Через популярність людського впливу період з часів промислової революції отримав назву антропоцен.

Малюнок$\PageIndex{14}$: Довгострокове прогнозоване майбутнє в перспективі минулих змін атмосферного CO ₂, температури поверхні та рівня моря. Вгорі: карти показують модельовані температурні аномалії (щодо доіндустріальної) для останнього льодовикового максимуму (21,000 років тому наприкінці плейстоцену) та прогнози на рік 2100 на основі сценарію викидів RCP8.5. Центр та дно: зміни CO2, глобальної температури поверхні та рівня моря за даними палео та модельних прогнозів. Моделі проміжної складності використовувались для майбутніх прогнозів, що передбачають загалом викиди 1280, 2560, 3840 та 5120 pGC, показаних у синіх лініях із затіненням, що вказує на невизначеність. Червоні квадрати вказують на результати 2100 років (твердий) та 2300 (відкритий) для сценарію RCP8.5 для порівняння. Вертикальні сірі смуги показують діапазон невизначеності на основі діапазону чутливості до клімату від 1,5 до 4.5ºC. Змінено з Кларка та співавт. (2016). Малюнок люб'язно надано Шон Маркотт і Пітер Кларк.

Підвищення рівня моря матиме величезний вплив на людей, які проживають у прибережних регіонах. Кларк та співавт. (2016) підрахували, що їх сценарій з низьким рівнем викидів (1,280 pGC) занурить територію, де в даний час живе 1,3 мільярда людей (19% світового населення), включаючи 25 мегаполісів, таких як Калькутта, Нью-Йорк, Токіо, Шанхай та Каїр. Через часове відставання, пов'язане з підвищенням рівня моря, ми вже прагнемо до майбутнього підвищення рівня моря від минулих викидів. До 2000 року, наприклад, люди викинули ~ 470 pGC і були прихильні до підвищення рівня моря приблизно на 2 м Випуск ще 470 pGC зобов'язує нас ще 9 м довгострокового підвищення рівня моря.

г) Регіональні зміни

Прогнозовані впливи на клімат сильно різняться залежно від регіону. Підвищення рівня моря вплине на невеликі острови та прибережні райони. Полярні та альпійські регіони постраждають від втрати снігу та льоду. Сухі регіони, такі як субтропіки, будуть сухішими. Детальні регіональні прогнози існують для деяких регіонів, таких як Північна Америка та Європа. Хорошим ресурсом для регіональних впливів є частина B цього звіту МГЕЗК (2014). Тут ми розглянемо лише один приклад, який є західними Сполученими Штатами Америки. Рис. $\PageIndex{13}$показує, що снігопак там різко зменшився за останні 60 років. ^{В середньому снігопак 1 квітня скоротився на 15-30% або на 25-30 км ³, що за обсягом схоже з найбільшим техногенним водосховищем регіону — озером Мід.} Подальше зниження снігопаку в цьому регіоні можна очікувати через продовження потепління з впливом на потоки літніх потоків, сільське господарство та інше використання людської води нижче за течією.

Рисунок$\PageIndex{15}$: Лінійні тенденції 1 квітня в еквіваленті снігової води (SWE) спостерігалися за період 1955-2016 ^рр. Червоні кола вказують на зменшений снігопак, синій збільшений. Від Моте та ін. (2018).

Малюнок$\PageIndex{14}$ ілюструє, що рослинність на захід від гірського хребта Каскади в Орегоні та Вашингтоні, за прогнозами, змішана з хвойних дерев до більш посухостійких змішаних лісів, тоді як деякі пасовища, які займають східні частини цих штатів, а також частини Айдахо та Монтана, прогнозується підлягають заміні чагарниками і хвойним лісом. За прогнозами, частота пожеж збільшиться з 37 до 9 років в середньому по повному регіону. Модельовані пожежі в минулому нечасті на захід від Каскадів (~ 80 років рецидиву в середньому), але, за прогнозами, вони стануть набагато більш поширеними для сценаріїв з високим рівнем викидів (~ 27 рік рецидиву часу для RCP8.5) через тепліше і сухе літо. Проміжні сценарії викидів призводять до менш різких змін у пожежі та рослинності.

Рисунок$\PageIndex{16}$: Прогнозовані зміни рослинності (центральний ряд з легендою вгорі праворуч) та частоти пожежі (знизу) на північному заході Тихого океану (заповнена область у верхній лівій карті США). Рослинність показана протягом 1971-2000 років (зліва), 2036-2065 (по центру) і 2071-2100 (праворуч). Частота вогню в роках показана для 20 століття (зліва) і 21 століття (праворуч). Змінено з Шихана та ін. (2015). Наведено моделювання без пожежогасіння. Малюнок люб'язно надано Тімом Шиханом.

д) крайнощі

Малюнок$\PageIndex{17}$: Супутниковий знімок урагану Катріна.

Потепління клімату передбачає зсув розподілу ймовірності таким чином, що спекотні крайнощі частішають, а холодні крайнощі стають рідшими. Це те, що зараз спостерігається, і ми можемо очікувати, що ця тенденція збережеться і в майбутньому. Завдяки інтенсифікації гідрологічного циклу ми також можемо очікувати більшої кількості посух і більше повеней. Зміни в інших екстремальних подіях менш добре зрозумілі. Прогнозується, що випадки загальних ураганів і тайфунів (тропічних циклонів) зменшаться, але найсильніші урагани, за прогнозами, почастішають (Knutson et al., 2010). Це викликає занепокоєння, оскільки саме ті, які завдають найбільшої шкоди. Розвиток урагану залежить від теплої океанічної води як джерела енергії. Приховане виділення тепла також є важливим паливом для ураганів та інших штормів. Таким чином, тепліші температури морської поверхні та більш приховане виділення тепла за рахунок більшої кількості водяної пари в більш теплому повітрі посилять урагани, що відповідає спостереженням за зростанням деструктивності тропічних штормів за останні десятиліття (Emanuel, 2005). Іншим важливим фактором розвитку урагану, особливо на ранніх стадіях, є зсув вітру. Саме так швидкі вітри збільшуються з підвищенням висоти. Бурі вимагають низького зсуву, щоб розвинутися в когерентний вихор, який може стати менш імовірним в майбутньому. Кінцевим результатом змін зсуву вітру та зміни температур є те, що в більш теплому кліматі загальна кількість ураганів зменшиться, але сильні урагани почастішають, і вони спричинять більше опадів.

f) Вплив на людину

Зміна клімату вже впливає на людей, і в майбутньому можна очікувати більше змін. Зниження морського льоду в Арктиці, наприклад, вже впливає на корінних там людей, таких як інуїти. Їх життя залежить від морського льоду для полювання та подорожей і сильно постраждає очікувана майбутня втрата морського льоду (Watt-Cloutier, 2015; дивіться її промову тут).

Морський лід також гасить хвилі і їх вплив на ерозію берегових ліній. Деяким селам вже загрожує посилена ерозія через втрату морського льоду. З іншого боку, сезонно вільна від льоду Арктика дозволить кораблям пройти ярлик через Північно-Західний прохід і скоротити час у дорозі між Північною Атлантикою та Північною частиною Тихого океану.

Аналогічно, деякі гірничодобувні компанії вже планують операції в Гренландії в районах, які раніше були недоступні через крижаний покрив. Але ця можливість видобутку ресурсів приходить звичайно за ціною підвищення рівня моря, що торкнеться мільйонів людей, які живуть поруч з берегом. Багато людей також постраждають від втрати гірських льодовиків та їх літнього водопостачання. Багато нинішніх гірськолижних районів можуть більше не бути життєздатними в майбутньому через менший сніговий покрив і більш короткий сезон, що призведе до втрати робочих місць там.

Зміна клімату також може призвести до конфлікту. Триваюча громадянська війна в Сирії, наприклад, частково була викликана посухою, яка була пов'язана з антропогенними змінами клімату (Kelley et al., 2015). Ця атрибуція відповідає прогнозам кліматичної моделі, які вказують на сухі умови навколо Середземного моря в більш теплому світі (рис. $\PageIndex{6}$: і дані палеоклімату (Cook et al., 2016). Насильницький конфлікт щодо ресурсів прісної води не є новим в історії цього та інших регіонів, але нинішній конфлікт може бути першим, який частково викликаний антропогенними змінами клімату. Отримані мігранти, багато з яких втекли до центральної Європи, можуть бути одними з перших кліматичних біженців. Конфлікти та кліматичні біженці також можна очікувати від людей, переміщених підвищенням рівня моря, наприклад, в Бангладеш або островах з низьким рівнем. Підвищення рівня моря впливає на людей не тільки через повені, але і через морську воду, просочуючись у прісноводну лінзу, яка існує під землею, і забезпечує остров'ян часто єдиним джерелом прісної води. Це також може бути проблемою в інших прибережних регіонах.

Питання

У чому різниця між прогнозуванням і проекцією?
Перерахуйте дві невизначеності в кліматичних прогнозах.
Який інструмент кліматологи використовують для прогнозування клімату?
Чи ідеальні кліматичні моделі?
Опишіть сценарії RCP2.6 та RCP8.5 з точки зору викидів вуглецю та зміни клімату. Для якого сценарію наслідки будуть більшими?
Як глобальна середня зміна температури поверхні, прогнозована на кінець 22 століття, порівнюється з тим, що між Останнім льодовиковим максимумом та доіндустріальним?
Чи прогнозована зміна температури поверхні більша на суші чи на океані? Які причини цих відмінностей?
Де прогнозується зміна температури поверхні більше, в тропіках або на полюсах? Які причини цих відмінностей?
Де прогнозується, що атмосферні температури найбільше зростуть у тропіках? На поверхні або на високих висотах? У чому причина цього?
Де прогнозується збільшення опадів, де зменшуватися?
Як прогнозується зміна випаровування?
Як прогнозується зміна арктичного морського льоду?
Перерахуйте п'ять різних можливих наслідків майбутніх змін клімату.
Скільки вуглецю люди викидали досі, сукупно?
Скільки вуглецю ми можемо викинути в майбутньому, якщо хочемо залишатися нижче 2ºC вище доіндустріальної середньої глобальної температури?
Що таке переломний момент?
Який крижаний покрив ближче до переломного моменту, Гренландії чи Східної Антарктиди?
Чому крижаний покрив Західної Антарктики вразливий до потепління клімату?
Як прогнозується зміна екосистеми тундри в майбутньому?
Якими будуть довгострокові глобальні наслідки минулих та майбутніх антропогенних викидів вуглецю?
Якими будуть регіональні наслідки на північному заході Тихого океану?
Як би ви очікували зміни частоти теплових хвиль та холодних заклинань у майбутньому?
Як очікуються зміни ураганів?
Як ви очікуєте, що майбутні зміни клімату вплинуть на людей?

Дослідіть вплив

Дослідіть регіональні наслідки можливих майбутніх змін клімату за допомогою цих веб-сайтів:

Відео

Лекція: Проекції

Лекція: Вплив

Лекція: Переломні моменти

Посилання

Abatzoglou, J.T., and A. P. Williams (2016), Вплив антропогенних змін клімату на лісових пожежах у західних лісах США, Праці Національної академії наук, 113 (42), 11770. код: 10,173/п.1607171113.

Баккер, П., Шміттнер, J.T. Lenaerts, A. Abe-Ouchi, D. bi, М. Р. ван ден Брук, W. L. Чан, А. Х. Бідлінг, SJ Marsland, SH. Mernild, О.А. Саєнко, Д. Свінгедув, А. Салліван, і Дж. Інь (2016), Доля Атлантичного меридіонального перекидання циркуляції: Сильний зниження при тривалому потеплінні і Гренландія плавлення, Геофіс Рес Летт, 43 (23), 12,252-212,260, doi: 10.1002/2016GL070457.

Кларк, П. Ю., Шакун, С.А. Маркотт, А. С. мікс, М. Ебі, С. Кулп, А. Леверманн, Г. А. Мілн, Пфістер Пфістер, Б.Д. Сантер, Д. Шраг, С. Соломон, Т. Ф. Штокер, Б. П'єррргамберта та Г.-К. Plattner (2016), Наслідки політики двадцять першого століття для багатотисячолітнього клімату та зміни рівня моря, Nature Clim. Зміна, 6, 360-369, doi: 10.1038/м клімат 2923.

Коллінз, М., Кнутті Р.М., Арбластер Дж. Дюфрен, Т. Фішефет, П. Фрідлінгштайн, X. Гао, В.Дж. Гутовський, Т. Джонс, Г. Кріннер, М. Шонгве, C. Tebaldi, AJ Weaver and M. Wehner, 2013: Довгострокові зміни клімату: прогнози, зобов'язання та незворотність. В: Зміна клімату 2013: Основи фізичної науки. Внесок Робочої групи I до П'ятого звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Платтнер, М.Тіньор, С.К. Аллен, Дж. Бошунг, А.Науелс, Ю.Ся, В.Бекс і П.М. Мідглі (ред.)]. Cambridge University Press, Кембридж, Великобританія та Нью-Йорк, штат Нью-Йорк, США. pdf

Кук, Б.І., KJ Anchukaitis, R. Touchan, D.M. Meko, і Е.Р. Кук (2016), Просторово-часова мінливість посухи в Середземномор'ї за останні 900 років, Журнал геофізичних досліджень: атмосфери, 121 (5), 2060-2074, doi: 10.1002/2015JD023929.

ДеКонто, Р.М., і Д. Поллард (2016), Внесок Антарктиди в минуле і майбутнє підвищення рівня моря, Природа, 531 (7596), 591-597, doi: 10.1038/nature17145.

Dutkiewicz, S., JJ Морріс, М.Дж. Слідує, Дж. Скотт, О.Левітан, С.Т. Dyhrman, і I. Берман-Франк (2015), Вплив підкислення океану на структуру майбутніх фітопланктонових спільнот, Зміна клімату природи, 5, 1002, doi: 10.1038/nclimate2722.

Емануель, К. (2005), Збільшення деструктивності тропічних циклонів за останні 30 років, Природа, 436 (7051), 686-688, doi: 10.1038/nature03906.

GEA (2012) Глобальна енергетична оцінка — на шляху до сталого майбутнього, Cambridge University Press, Кембридж, Великобританія та Нью-Йорк, Нью-Йорк, США та Міжнародний інститут прикладного системного аналізу, Лаксенбург, Австрія. посилання

Гонсалес, П., Р.П. Нейлсон, Дж.М. Леніхан, і Р.Дж. Драпек (2010), Глобальні закономірності вразливості екосистем до змін рослинності внаслідок зміни клімату, Глобальна екологія та біогеографія, 19 (6), 755-768, doi: 10.1111/j.1466-8238.2010.00558.x.

МГЕЗК (2014) Зміна клімату 2014: вплив, адаптація та вразливість. Частина B: Регіональні аспекти. Внесок Робочої групи II до П'ятого звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату [Баррос, В.Р., C.B. поле, D.J. Dokken, M.D. Mastrandrea, KJ Mach, T.E. Bilir, M. Chatterjee, KL Ebi, Y.O. Estrada, R.C. Genova, B. girma, E.S. Леві, С.Маккрекен, П.Р. Мастрандреа, та Л.Л.Уайт (ред.)]. Кембриджський університетський прес, Кембридж, Великобританія та Нью-Йорк, Нью-Йорк, США, с. 688. посилання

Келлі, К.П., Мохтаді, М.А. Кейн, Р.Сігер, і Кушнір Ю. (2015), Зміна клімату в родючому півмісяці та наслідки недавньої сирійської посухи, Праці Національної академії наук, 112 (11), 3241. посилання

Кнутсон, Т.Р., Дж. Макбрайд, Дж. Чан, К. Емануель, Г. Голландія, C. Ландсі, I. Хелд, J. P. Коссін, А.К. Шрівастава, і М. Сугі (2010), Тропічні циклони і зміни клімату, Nat Geosci, 3, 157, doi: 10.1038/ngeo779.

Ларсен, Дж.Н., О.А. Анісімов, А. констебль, А.Б. порожнистий, Н.Мейнард, П.Преструд, Т.Д. Prowse, і J.M.R. Стоун, 2014: Полярні регіони. В: Зміна клімату 2014: вплив, адаптація та вразливість. Частина B: Регіональні аспекти. Внесок Робочої групи II до П'ятого звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату [Баррос, В.Р., C.B. поле, D.J. Dokken, M.D. Mastrandrea, KJ Mach, T.E. Bilir, M. Chatterjee, KL Ebi, Y.O. Estrada, R.C. Genova, B. girma, E.S. Леві, С.Маккрекен, П.Р. Мастрандреа, та Л.Л.Уайт (ред.)]. Кембриджський університетський прес, Кембридж, Великобританія та Нью-Йорк, Нью-Йорк, США, с. 1567-1612. посилання

Манабе, С., і Р.Ф. Стріклер (1964), Теплова рівновага атмосфери з конвективним регулюванням, J. Atmos. Кандидатська, 21, 361-385. pdf

Marzeion, B., A.H. Jarosch, and М.Гофер (2012), Минулі та майбутні зміни рівня моря від балансу поверхневих мас льодовиків, Кріосфера, 6 (6), 1295-1322, doi: 10.5194/tc-6-1295-2012.

Метьюз, HD, N.P. Gillett, P. A. Stott, і К. Zickfeld (2009), Пропорційність глобального потепління до кумулятивних викидів вуглецю, Природа, 459 (7248), 829-U823, doi: 10.1038/Nature08047.

Моріц, М.А., М.-А. Parisien, E. Batllori, М.А. Krawchuk, J.Van Dorn, D.J. Ganz та K. Hayhoe (2012), Зміна клімату та порушення глобальної пожежної діяльності, Екосфера, 3 (6), 1-22, doi: 10.1890/ES11-00345.1.

Mote, P W., S. Li, D.P. Lettenmaier, M. Xiao та R. Engel (2018), Різке зниження снігопаку на заході США, npj Наука про клімат та атмосферу, 1 (1), 2, doi: 10.1038/s41612-018-0012-1.

Робінсон, А., Р.Калов, і А.Ганопольський (2012), Мультистабільність та критичні пороги льодового покриву Гренландії, Зміна клімату природи, 2, 429, doi: 10.1038/nclimate1449.

Шихан, Т., Бачелет, і К. Фершвайлер (2015), Прогнозовані великі пожежні та рослинні зміни на тихоокеанському північному заході сусідніх Сполучених Штатів за вибраних кліматичних ф'ючерсів CMIP5, Екологічне моделювання, 317, 16-29, doi: 10.1016/j.ecolmodel.2015.08.023.

Стокер, Т.Ф., Цінь Д., Г.-К. Платтнер, Л.В., Олександр, С.К. Аллен, Н.Л. Біндофф, Ф.-М. Бреон, J.A. церква, U. Cubasch, S. Emori, П. Форстер, П. Фрідлінгштейн, Н. Gillett, J.M. Григорій, Д.Л. Хартманн, Е. Янсен, Б. Кіртман, Р.Кнутті, К. Крішна Кумар, П. Лемке, J.Marotzke, В.Массон-Дельмотт, Г.А. Meehl, І.І. Мохов, С.Пьяо, Рамасвами В., Рендалл Д., Райн М., Рохас М., Сабіна, Д. Шинделл, Л.Д. Таллі, Д.Г. воган і С.-П. Сіе, 2013: Технічний підсумок. В: Зміна клімату 2013: Основи фізичної науки. Внесок Робочої групи I до П'ятого звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Платтнер, М.Тіньор, С.К. Аллен, Дж. Бошунг, А.Науелс, Ю.Ся, В.Бекс і П.М. Мідглі (ред.)]. Cambridge University Press, Кембридж, Великобританія та Нью-Йорк, штат Нью-Йорк, США. посилання

Ватт-Клутьє, С. (2015) Право бути холодним, Пінгвін Канада Книги, Онтаріо, Торонто. посилання ютуб

Weertman, J. (1961) Стабільність льодовикових покривів, J. Geophys. Рез. 66 (11), 3783-3792, дої: 10.1029/джз066i011п03783.

Цитата була приписана різним людям, включаючи датського фізика Нільса Бора та американського письменника Марка Твена. ¹