文摘Jiq

最后一次更新在结婚,2023年3月01|辐射强迫

人为气溶胶被认为产生显著的间接辐射强迫,因为他们作为云凝结核在温暖的云层的形成过程和冰核在寒冷的云层的形成过程。虽然许多的过程被人为气溶胶与云粒子物理学的扰动进行了讨论,政府间气候变化专门委员会(2007)只提供了完整的量化的估计辐射强迫归因于第一(他们称为间接影响云的反照率效果)。这里我们解释说,这种方法是非常必要的,如果一个是比较辐射强迫从气溶胶的间接影响与其他辐射强迫组件等的变化摊位和温室气体。我们也强调在评估人为气溶胶的影响的问题上提供的云辐射强迫的严格定义下政府间气候变化专门委员会(2007)。虽然全球气候模型的结果,在开发的当前状态,建议分析raybet雷竞技最新气溶胶的间接影响的强迫和反馈是可能的,一个关键原因IPCC的辐射强迫的定义,一个简单的扩展代理的强迫和它引起的温度变化,明显损害。反馈来自其他辐射作用物应对辐射干扰,而反馈从气溶胶的间接影响是对辐射和云微物理扰动的反应。这种固有的差异迫使机制分解强迫和温度响应之间的一致性。很可能额外的特性,例如气候功效,需要在比较与其他辐射营力气溶胶的间接影响。raybet雷竞技最新我们建议使用辐射通量微扰与从工业化前的改变现在的成分有关,计算在全球气候模型使用固定的海洋表面温度和海冰,IPCC迫使作为补充。raybet雷竞技最新

辐射强迫的概念

在最近的IPCC报告中,福斯特et al。(2007)定义辐射强迫的概念如下:

的辐射强迫surface-troposphere系统的扰动或代理的引入在tropo-pause净辐照度的变化在允许平流层温度调整辐射平衡,但表面和对流层温度和状态保持固定的非微扰值。

在过去的几十年里,辐射强迫已经证明是一个有用的概念,因为附近的全球平均地表温度响应,dT,特定辐射强迫,dF,可能与气候敏感性,X,通过关系:raybet雷竞技最新

一般来说,研究表明,这种关系似乎是大约独立的强制机制(例如,米尔et al . 2004;马修斯et al . 2004年),这意味着许多不同的强制机制的相对重要性可能量化和比较。

而X大约是独立的强制机制,它可能是相当强烈依赖于模式。此外,最近的一些研究表明,X可能不是完全独立的强制机制,因为它们可能引起不同的反馈,这可能会导致修改方程19.1通过气候强迫功效,£(Joshi et al . 2003;raybet雷竞技最新2004年汉森和Nazarenko):

我在哪里£被定义为Xi / XCO2。inter-forcing机制差异£我似乎最大吸收气溶胶,吸收太阳辐射诱发的所谓“半直接效应”,但大规模动态反馈模型用于评估£我不同。这导致值较大(例如,雅各布森2001)或更小的(例如,罗伯茨和琼斯2004;汉森et al . 2005;琼斯et al . 2007年)比统一价值观,通常范围从0.7 - -1.3(福斯特et al . 2007年)。

意识到诊断是很重要的一个间接辐射强迫可能与其他强制机制相比,全球辐射强迫,是全球温度变化相关方程19.1和19.2。当地辐射强迫不对应于当地温度变化,因为无数的地方,区域和全球范围内的反馈过程,在地球的不同地区不同。

现在,政府间气候变化专门委员会(2007)的定义辐射强迫及其局限性,我们将讨论具体的间接的气溶胶辐射强迫通过与云交互。

辐射强迫和气溶胶的间接影响

气溶胶粒子作为云凝结核,从而修改微观物理学的,macrophysical,云的光学特性。图19.1总结了流程示意图认为在评估气溶胶间接辐射效应。描绘,镇定的云层反射的比例入射太阳辐射回到空间;当人为气溶胶介绍云液态水不变的假设下,云是由大量的小液滴,所代表的反照率效应/ 1间接影响/ Twomey效应(Twomey 1977)。云滴半径影响云的变化发展在许多复杂的方式,其中一些是如图19.1所示。较小的云滴可能导致合并率降低,从而减少降雨量:减少降水云液水含量增加,从而导致更多的发达,因此深云(例如,平卡斯和贝克1994)。降雨量的减少,云液态水含量的增加也可能导致增加云层的寿命(阿尔布雷特1989年)。所有的这些影响被认为是由福斯特et al。(2007)所包含的标签“云一生影响/ 2间接影响/ Albrecht效应”如图19.1所示。此外,另外两个影响图表示

非微扰增加CDNC云(常数LWC) (Twomy, 1974)

细雨增加云增加云抑制高度(平卡斯寿命增加LWC和贝克,1994)(阿尔布雷特,1989)

加热会导致烧化(阿克曼et al ., 2000)

非微扰增加CDNC云(常数LWC) (Twomy, 1974)

间接影响反照率效应/ 1日/我Twomey效果

细雨增加云增加云抑制高度(平卡斯寿命增加LWC和贝克,1994)(阿尔布雷特,1989)

云一生效应/ 2间接影响/ Albrecht效应

加热会导致烧化(阿克曼et al ., 2000)

半直接效应

图19.1一个示意图代表的过程被认为是在评估气溶胶直接和间接辐射效应(从海伍德和鲍彻2001修改)。小黑点代表人为气溶胶,打开大/小圆圈描绘大/小云滴,分别。冰粒子是由恒星。太阳能通量由箭头,和通量的大小由箭头的宽度。波浪线代表红外通量。降水冲垂直灰色线所示。CDNC:云滴浓度;LWC:水含量。

19.1:人为气溶胶的影响冰核和半直接效应,即额外的太阳能吸收通过人为气溶胶引起的加热周围的环境,降低了环境相对湿度,从而改变云的数量。

多分辨率模型,如cloud-resolving模型(crm)或大涡模拟模型能更好地代表气溶胶和云的微物理和动态交互,但他们仍然需要subgrid-scale参数化的过程(例如,夹带)。有限域意味着他们目前只能够估计当地的间接辐射强迫为特定的案例研究。因此,只有环流模型(GCMs)或化学传输模式(ctm)适合量化全球间接辐射强迫,然后可以与其他强迫等机制相比,归因于变化摊位和温室气体。

气溶胶间接辐射强迫的历史

在1990年代中期,当全球气溶胶与云相互作用的模拟在起步阶段,中医之间达成妥协和GCM建模工作设计研究气溶胶间接强迫。ctm通常不包括现实的辐射传输代码,需要吸收气体的准确表示,治疗散射,并精确呈现的表面反射率,发射率和温度资料。同样,全球大气环流模型不包括详细的化学过程,有必要代表排放,形成、交通、微观物理学的流程和干态和湿沉积气溶胶和他们的前辈。因此,ctm经常被用来模拟混合颗粒质量比工业化前的和现在的条件。这些CTM-derived大规模混合比率模型用来模拟气溶胶对云有效半径的影响通过使用参数化根据科勒理论或飞机的观察(例如,Leaitch et al . 1992;赫格et al . 1993;马丁et al . 1994年)。这些GCM参数化相关的粒子数量或质量浓度的云滴数,这本身是与云有效半径有关。通常,这个模型诊断第一间接辐射强迫通过两个电话的辐射代码:第一次调用使用工业化前的粒子浓度和第二个使用今天的粒子浓度。“工业化前的”是用于推进模型在每个辐射物理时间步和top-of-the-atmosphere (TOA)即将离任的短波辐射,SWtoa ^ preind,被诊断出。“今天”是用来修改云在每个辐射时间步和有效半径决定了TOA外向人为气溶胶短波辐射摄动,SWTOA ^现在第一间接影响可以简单地诊断为SWTOA ^ PREIND——SWTOA ^。因为增加人为气溶胶的浓度减少云粒子有效半径和较小的云粒子反射等更多的辐射回太空,SWTOAtPREIND——SWTOAtPRESENT是负的,和第一个间接影响导致气候系统根据方程19.1的冷却。raybet雷竞技最新

的定义有两种基于辐射强迫的福斯特et al。(2007),即净辐照度的变化通常是派生的TOA而不是在对流层顶,和定义并不占平流层调整。忽略这些影响很小的区别首先派生的间接辐射强迫时diagnosti-cally派生而来。重要的是要意识到现在的调用不会影响辐射传输代码大气加热利率模型中以任何方式,因此该模型进化是完全未受扰动影响粒子浓度。这意味着反馈流程不诱导和云、降水,明智的和潜热通量等不受影响第一次以这种方式间接影响诊断。

模型和ctm继续发展,增加计算能力意味着在某种程度上他们已经合并:这个模型现在的能力包括详细的参数化对于许多类型的气溶胶占排放,气体和水相形成、交通、湿和干沉积的气溶胶及其前体。因此,这个模型不再依赖于粒子质量所产生的混合比率ctm离线。结果,推导第一气溶胶间接迫使上述方式已经失宠。这是因为全球气候模拟现在由排放,和他们明确模型raybet雷竞技最新(虽然在一个高度参数化方式)气溶胶对云的微物理性质的影响在一个更完整的方法,和主机的第二个间接影响,示意图见图19.1。一旦采用了这种方法,诊断本身的间接影响是困难的,因为分离的第一第二个间接影响是难以实现在一个一致的方式。虽然第一个间接效应可以用全球模型近似没有诱导对气候系统的任何反馈(使用两个调用辐射代码),当第二个调用间接影响,有一定重要的快速反馈,发挥作用。raybet雷竞技最新例如,每个第二间接影响代表示意图如图19.1,由这个模型显示扰动降水。因此大气的状态并不保持固定,因为表面和对流层的温度响应的变化,例如,表面明智和潜热通量扰动扰动造成的气溶胶。因此,福斯特的辐射强迫的定义et al .(2007)进一步受损。大概因为我们希望,然而,量化潜在的第二个间接影响全球气候的影响,所谓的准或pseudo-indirect迫使经常诊断(例如,Rotstayn和彭纳2001)。 This "quasi-forcing" is diagnosed in a very different way to the first indirect effect. The TOA net flux (the sum of the short- and longwave fluxes, SWTOA^ and LWTOA^) in two separate parallel global GCM simulations is diagnosed. The first simulation uses preindustrial aerosol emissions while the second simulation uses present-day aerosol emissions, and the total indirect "quasi-forcing" is diagnosed as the difference between the net的气氛通量。重要的是,通常在大气层中进行模拟模型与固定太平洋和海冰范围;这意味着模型的温度响应和缓慢的反馈与全球气温的变化就会受到抑制,但大气状态不再严格保持固定(汉森et al . 2002年)。提出了进一步诊断方法辐射强迫的陆地表面温度也保持固定(如发光et al . 2003年)。

在这一点上,这是值得考虑的“quasi-forcing”提供了一个适当的表示是否辐射强迫的严格定义,定义的福斯特et al . (2007)。图19.2(明et al . 2005年)之后,显示了云的反照率效应计算的辐射强迫使用这个定义GFDL AM2 (GFDL 2004)。获取迫使在图19.2中,工业化前的气溶胶的模拟运行。这个模拟的字段是用来计算第二组TOA辐射通量,唯一的变化是替代工业化前的今天的气溶胶的辐射代码。通量之间的区别和今天的工业化前的气溶胶(IPCC迫使)如图19.2所示。图19.2 b显示了“quasi-forcing”云反照率效应,通过整合AM2 preindus-trial气溶胶但只使用今天的气溶胶辐射传输的目的。仿真在图19.2 b是一个工业化前的模拟中,除了云反照率对应于今天的气溶胶。我们用这个模拟的影响来说明今天的工业化前的气溶胶对云反照率的变化,同时为工业化前的气溶胶其他云流程建模。图19.2 b中的“quasi-forcing”包括反馈由辐射引起的,但不是微观物理学的扰动与人为气溶胶有关。强迫的许多特性和“quasi-forcing”模式是相似的。 Although the amplitudes of the features tend to be larger for the "quasi-forcing," the global means are almost the same. The feedbacks, which are included in the "quasi-forcing," are responses to a radiative perturbation only. This is also true of the feedbacks, which occur in response to forcing by changes in well-mixed greenhouse gases. For cloud-albedo feedback, then, "quasi-forcing" and forcing behave similarly, at least for the GFDL AM2.

辐射强迫概念的使用就会有问题,当一个人认为的反馈与微观物理学的有关方面气溶胶间接影响。我们称这些反馈为non-albedo效果。图19.2摄氏度显示non-albedo“quasi-forcing”,通过集成AM2与今天的气溶胶但使用工业化前的气溶胶的辐射传输。仿真如图19.2 c模型所有云过程,除了反照率,使用现在的气溶胶。我们使用这个仿真来说明今天的工业化前的变化的影响在所有云气溶胶过程除了反照率,这对应于工业化前的气溶胶。最重要的一点是,non-albedo的大小是一个“quasi-forcing”

: 180°120°W 60°W 0 60°E 120°E 180°180°120°W 60°W 0 60°E 120°E 180°

180°120°W 60°W 0 60°E 120°E 180°180°120°W 60°W 0 60°E 120°E 180°

-20 -10 -5.0 -3.0 -1.0 0.0 1.0 3.0 5.0 -20 -10 -5.0 -3.0 -1.0 0.0 1.0 3.0 5.0 10 20

图19.2 (a)间接迫使(通过云反照率效应)的定义使用福斯特et al。(2007);(b) quasi-forcing云反照率效应;(c) quasi-forcing non-albedo效果;和(d) quasi-forcing间接影响。quasi-forcings来自十年意味着从并行GCM模拟海洋表面温度保持固定。模拟使用GFDL AM2模型。图19.2修改从明et al . (2005)。

180°120°W 60°W 0 60°E 120°E 180°180°120°W 60°W 0 60°E 120°E 180°

-20 -10 -5.0 -3.0 -1.0 0.0 1.0 3.0 5.0 -20 -10 -5.0 -3.0 -1.0 0.0 1.0 3.0 5.0 10 20

大部分的反照率的大小强迫,这是明显的在图19.2 d,这显示了总间接影响“quasi-forcing。”Given the nonlinear nature of the forcing mechanisms, the near additivity of the albedo and non-albedo forcings is noteworthy; at this point we have no way of knowing whether this result is general or particular to this model. The microphysi-cal feedbacks, which produce the "quasi-forcing" in Figure 19.2c are unique among the forcings considered by IPCC and are not associated with instantaneous forcing, as defined by Forster et al. (2007). The relationship between forcing and "quasi-forcing" (and thus between forcing and temperature change) at the global mean will differ for indirect aerosol effects from the relationship for changes in well-mixed greenhouse gases or aerosol direct effects.

营力的一个关键理由使用规模由联合国政府间气候变化专门委员会气候变化的各种代理之间的温度变化。raybet雷竞技最新气溶胶间接影响不会融入这个比例因为独特的微观物理学的反馈机制运作,和微观物理学的反馈非常大的大小相对于辐射反馈。

政府间气候变化专门委员会(2007)的基本原理包括只有第一个间接影响

联合国政府间气候变化专门委员会(2007)继续采用这种方法,只有第一个气溶胶间接影响可以严格定义为强迫,因为在确定的第二个间接影响,云反馈一定气候系统中发挥作用。raybet雷竞技最新第二个间接影响因此视为反馈(反应的初始人为扰动气溶胶通过第一个间接影响)的气候系统而不是辐射营力。raybet雷竞技最新联合国政府间气候变化专门委员会(2007)继续依赖全球气候模型对这些估计,因为他raybet雷竞技最新们是唯一的工具目前能够提供全球估计。可以说,卫星检索可以提供全球估计气溶胶的间接影响(例如,只是et al . 2001;Brenguier et al . 2000年),而是一个明确的决心改变云的反射率受人为气溶胶的影响时受到很大的自然变化和/或工件在云液态水的检索路径和/或云有效半径吸收造成的气溶胶云之上(例如,海伍德et al . 2004年)。与所有这些卫星的方法一样,也有现代的程度的问题“干净”的条件是代表全球工业化前的条件。图19.3显示了第一个间接辐射强迫由联合国政府间气候变化专门委员会(2007),从-0.2到-1.8 W m - 2。

有人可能认为,第二个间接影响必须全面量化如果我们要充分理解气溶胶对云的影响。而毫无疑问,云仍然是最具挑战性的一个方面的准确模拟气候变化,以下参数显示,有一些智慧(还)不包括第二间接影响辐射强迫机制。raybet雷竞技最新这句话源于不同行为的第二个气溶胶间接影响评估时GCM模式相比,更详细的微观物理学的大涡模型(氨基酸)。在GCM pa-rameterizations,第二个间接影响导致下降降水效率因此云路径和含水率的增加。然而,在登月舱模拟,增加粒子浓度的响应取决于精确的细节情况。在研究tradewind堆积、雪和法因戈尔德(2006)和雪et al .(2008)发现,抑制aerosol-induced降水和蒸发的竞争效应增强确定气溶胶增加或减少云计算分数,并可能相当regime-dependent。详细的建模研究层状云Ackerman et al。(2004)和木(2007)表明,第二个间接效应可以增强或减少云,再根据盛行的精确条件(湿度高于云计算和云底

不”

w”

ui cd啊

从云辐射强迫反照率效应——> - r

哈德利(琼斯et al . 2001年)哈德利(威廉姆斯et al . 2001年)CSIRO (Rotsayn和执笔人2001)GISS(梅农et al . 2002年)CSIRO (Rotstayn和刘2003)LMDZ (Quaas et al . 2004年)LMDZ /低地(Dufresne et al . 2005年)GFDL(明et al . 2005年)

ECHAM(罗曼et al . 2000年)太平洋西北国家实验室(每日et al . 2001年)NCAR-CCM(壮族et al . 2002年)NCAR-CCM (Kristjansson 2002) SPRINTARS(铃木et al . 2004年)SPRINTARS (Takemura et al . 2005年)GISS(汉森et al . 2005年)LMDZ / CTRL (Quaas和鲍彻2005)LMDZ /低地(Quaas和鲍彻2005)LMDZ / MODIS (Quaas和鲍彻2005)UM_ctrl(陈和执笔人2005)UM_1(陈和执笔人2005)UM_2(陈和执笔人2005)UM_3(陈和执笔人2005)UM_4(陈和执笔人2005)UM_5(陈和执笔人2005)UM_6(陈和执笔人2005)奥斯陆(彭纳et al . 2006年)LMDZ(彭纳et al . 2006年)CCSR(彭纳et al . 2006年)

-2.0 -1.5 -1.0 -0.5 0辐射强迫(W m - 2)

图19.3第一间接影响的评估。修改从福斯特et al。(2007)。公元前:黑碳;D:尘埃;N:硝酸;OC:有机碳;S:硫酸;SS:海盐。

高度被identifi ed)的两个条件。研究crm深对流表明增加气溶胶可以增加或减少降水(van der西瓦et al . 2006;波克罗夫斯基Khain和2004;Khain et al . 2004;Khain et al . 2005;林恩et al . 2005年),这取决于结构稳定和水分的流对流发展。

尽管全球气候模型模拟出现一阶气溶raybet雷竞技最新胶对云滴数和降水的影响相当好,这种变化的气候影响取决于一系列的反馈过程,其中一些只有粗略的建模。这意味着在全球大气环流模型,这是目前唯一可用的工具诊断第二间接效应在全球范围内,云总路径或含水率与粒子浓度增加,导致冷却的地球大气层系统。分析的结果提出了福斯特et al。(2007)表明,在所有的气候模型研究,间接影响总比第一个更消极的间接影响,表明第二间接影响所有的模型以这种方式操作。raybet雷竞技最新在更详细的模型,它代表了微观物理学的,动态的,辐射特性云与气溶胶更明确,第二个间接影响可以在两个方向运行,表明全球对地球大气层的影响系统尚不清楚。

迫使作为衡量间接影响的局限性

在前面的小节中,我们做了一个理由认为迫使联合国政府间气候变化专门委员会传统上理解它;也就是说,作为一个瞬时通量变化由指定的大气成分的变化。在这里,我们进一步考虑云计算的特点气溶胶的相互作用时,可能会限制迫使的解释应用于气溶胶间接影响。

图19.1给出了一个传统的气溶胶的直接和间接影响全球大气环流模型的视图。如上所述,流程级模型(例如,登月舱)提高的可能性,随着云的发展从一个初始状态与气溶胶的增加,可能与减少降水和蒸发打破序列如图19.1所示。关心GCM发展是当前云parame-terizations不能捕获流程的问题,可能从根本上改变云气溶胶的响应。然而,即使当前的最新GCM云参数化结果,云的反应增加气溶胶可以不同从根本上讲,取决于大气状态。图19.4显示了云液态概要文件的变化超过两天的集成在高和低粒子浓度,使用GFDL AM2单列模型(GFDL 2004)。(一个简化的辐射参数化已经被用于这些计算。)潮湿的测深,云和气溶胶交互如图19.1所示。干测深,图19.5显示了交互序列被细雨后抑制和水含量增加;反过来,这导致增加云顶长波冷却。相关的不稳定会导致增加干燥的空气夹带到行星边界层和随后的蒸发增加。 Cloud lifetime decreases with increasing aerosol particle concentrations, and the sign of the cloud lifetime effect is changed. Figure 19.6 summarizes the sequences of interactions between clouds and radiation occurring in Figure 19.1 and 19.5. The mechanisms shown in Figures 19.5 and 19.6 are by no means the only possibilities for reducing cloud liquid water at high particle concentration.

初始配置文件

20 40 60 80 100

w涂

初始配置文件

20 40 60 80 100

284 286 288 290 292温度(°K)

图19.4云的进化液在两天在高和低的气溶胶浓度两个初始相对湿度(RH)配置文件(否则相同水深点)GFDL AM2单列模式。云液体是一个网格的意思,即。,the product of cloud fraction and in-cloud水混合比率。

进化的云水

听起来滋润干燥的声音

880 900 920 940 960 980

1000年

284 286 288 290 292温度(°K)

图19.4云的进化液在两天在高和低的气溶胶浓度两个初始相对湿度(RH)配置文件(否则相同水深点)GFDL AM2单列模式。云液体是一个网格的意思,即。,the product of cloud fraction and in-cloud water mixing ratio.

其他可能性之一是湍流抑制所导致的降水(阿克曼et al . 2004;木材2005),和所有这些机制并不包含在当前GCM参数化。

云一生的符号的变化并不影响本身,否定了之前的效用迫使概念。云一生效应作为一个反馈。反馈是否积极或消极取决于水分大气的结构在这一云的形成典型案例就是我们刚刚讨论过的,可能更多

表面

增加辐射减少云一生

表面

平静的云

增加CDNC(常数LWC) (Twomy, 1974)

/反照率效应/ 1日间接效应/我Twomey效应j

细雨抑制增加LWC

增加辐射减少云冷却

云顶不稳定性增加,干燥的空气夹带

增加蒸发一生

图19.5示意图显示如何间接影响的顺序如图19.1所示可以改变如果干燥空气覆盖行星边界层。曲线代表夹带,而其他符号如下图19.1。

GCM参数化:传统的间接路径

人为气溶胶微扰云

Na和Nd之间的关系(例如,N - (Na) b)

GCM参数化:替代间接路径

人为气溶胶微扰云

Na和Nd之间的关系(例如,N - (Na) b)

增加和

假设LWC没有任何变化

减少裁判

增加和

|承担LWC没有变化(雷夫下降)

较小的云粒子

降低聚结

小雨滴

减少降雨

减少因雨取消

增加LWC

云的函数LWC增加云一生)

增加发展

小雨滴

减少降雨

减少因雨取消

增加LWC

增加了云高

|云LWC的函数(增加辐射冷却)

|云顶不稳定(增加干燥的空气夹带J

|边界层相互作用(增加蒸发)

减少云一生

图19.6中的反馈序列模型针对气溶胶浓度增加。GCM路径上的左、右对应于图19.1。LWC:水含量。

在其他情况下的因素。一个更有趣的情况会出现负云一生效应减少云一生足够迅速,这样产生的减少反映短波辐射超过反映短波辐射的增加与第一个间接影响。在这种情况下,结合面对面签署反照率和寿命影响的净效应迫使相反的迹象。这显然不符合一般的看法反馈放大或阻尼强迫,虽然它仍符合框架内方程19.1或19.2,但前提是药效-气候敏感性或允许的。raybet雷竞技最新使用迫使联合国政府间气候变化专门委员会的理由是,它鳞片与温度响应在一个相当简单的方式。强迫和温度响应之间的关系不是简单的如果云一生效应的大小超过面对面签署了云的反照率效应。

使用“quasi-forcing”避免这种类型的问题,但可能会表现出相当大的model-dependence。也很明显(和不受欢迎地)包括一些但不是全部反馈气候系统的操作。raybet雷竞技最新作为一个实际问题,迫使的相对优势和“quasi-forcing”将取决于的流行情况间接non-albedo云反对间接影响云反照率效应和反照率的相对大小和non-albedo效果。如果患病率较低或反照率的影响比non-albedo影响更大,清晰的分离的优势迫使从反馈使用当前IPCC方法非常明显。如上所述,福斯特et al。(2007)报告说,气候模型发展到目前为止,包括间接影响、展raybet雷竞技最新览same-signed全球平均间接反照率和non-albedo效果。GFDL AM2这是真的(明et al . 2005年),如图19.2是显而易见的,即使它的参数化允许面对面签署non-albedo和反照率效应。间接影响气候模型的当前状态,然后,不做的理raybet雷竞技最新由离开当前的方法迫使对气溶胶的间接影响。然而,有一个重要的警告是不发达的状态间接影响所依赖的许多云参数化。如图19.1,19.4,和19.5强烈依赖于云辐射和边界层湍流的治疗,这两个可能是用有限的现实主义在全球大气环流模型表示。初步的结论相对大小和间接cloud-albedo和non-albedo效果可能会改变的迹象进一步GCM发展。

结论

气溶胶的间接影响挑战迫使在气候模型的传统观点。raybet雷竞技最新液体仅云,几气溶胶可能影响。在最新全球大气环流模型结果,这些影响可以被认为是在传统forcing-feedback分析方面,自全球应对液滴大小的变化,产生间接云反照率效应,放大反照率的效果。概念仍然有用如果面对面签署间接non-albedo影响反照率效应,至少如果这些效应的大小仍然小于云反照率效应。(如果不是数量,如气候敏感性甚至迫使功效不需要保持积极的raybet雷竞技最新间接强迫)。

尽管forcing-feedback分析考虑气溶胶的间接影响,仍然是一个可行的工具的吸引力消失在早期的应用程序。例如,迫使气溶胶的间接影响的气候敏raybet雷竞技最新感性方程19.1几乎肯定会比强迫的变化值大大不同的摊位和温室气体,至少对一些模型。虽然这可以使用气候迫使正式治疗功效在方程19.2中,大量离职迫使功效的团结很可能间接强迫。raybet雷竞技最新给出结果的范围在图19.3中,大量的气候变化也可能迫使功效之间的模型,至少在目前的发展阶段模型。raybet雷竞技最新注意,为温室气体混合反馈也很重要。限制迫使的效用的概念出现,因为反馈的性质不同扰动气溶胶和云的扰动在温室气体混合。

间接的情况下迫使由GFDL AM2气溶胶模拟,如图19.2所示,提供了一个例证。虽然表现出定性相似之处区域的通量变化迫使模式和“quasi-forcing”,区域和全球平均大小明显不同。这些差异是由于强大的存在微观物理学的大小的变化而导致的反馈当气溶胶增加云滴。直接气溶胶强迫由温室气体混合的变化,迫使认为反馈回应辐射干扰,而辐射和微观物理学的反馈与气溶胶间接影响发生。大的大小non-albedo(微)“quasi-forcing”表示的温度响应迫使反馈结果从纯辐射扰动将不同于一个迫使其反馈的结果从辐射和微观物理学的扰动。

因此,IPCC-to比较干净的主要理由使用营力扰动在大气成分的相对重要性,为间接气溶胶的影响可能是有限的。至少,气候迫使功效需要考虑,raybet雷竞技最新随着强迫,比较与其他迫使气溶胶的间接影响。这种情况下引入了复杂性,但之间的巨大差异是一个不可避免的后果迫使机制与气溶胶的间接影响和其他政府间气候变化专门委员会认为强迫机制。虽然温室气体的变化或直接大气气溶胶效应认为迫使通过改变其辐射特性,大气气溶胶的间接影响迫使通过改变其辐射和微观物理学的属性。反馈发生在所有情况下,但可以通过多个进程对气溶胶的间接影响。

“Quasi-forcing pseudo-indirect强迫是一个强有力的候选人补充IPCC强迫。它的主要缺点是可能的混淆使用术语“强迫”产生。事实上,鉴于“quasi-forcing”是整合产生的TOA辐射通量微扰的大气GCM从工业化前的今天与固定太平洋和海冰区段组成,我们建议使用术语辐射通量微扰。辐射通量扰动可能规模更紧密地与全球平均地表温度变化比IPCC营力,像营力,保持相当容易计算,相对于完全耦合模型。除了将气溶胶间接影响,最近的结果从格雷戈里和韦伯(2008)表明,辐射通量扰动将包括快速云反馈。总是,intermodel传播辐射通量的扰动可能会大于营力的传播。因此,辐射通量微扰能更准确地捕捉比迫使间接影响的不确定性。

承认

c·西曼(GFDL)为数据提供了格式化的援助。

引用

阿克曼,a S。,M. P. Kirkpatrick, D. E. Stevens, and O. B. Toon. 2004. The impact of humidity above stratiform clouds on indirect aerosol climate forcing. Nature 432:1014-1017.

阿尔布雷特,1989 b。气溶胶、云粒子物理学和部分阴沉。科学245:1227 - 1230。

Brenguier, j - l。,H. Pawlowska, L. Schueller et al. 2000. Radiative properties of boundary layer clouds: Droplet effective radius versus number concentration. J. Atmos. Sci. 57:803-821.

陈,Y。,and J. E. Penner. 2005. Uncertainty analysis of the first indirect aerosol effect. Atmos. Chem. Phys. 5:2935-2948.

壮族,C . C。,J. E. Penner, J. M. Prospero et al. 2002. Cloud susceptibility and the first aerosol indirect forcing: Sensitivity to black carbon and aerosol concentrations. J. Geophys. Res. 107(D21):4564.

杜福瑞斯J.-L。,J. Quaas, O. Boucher, S. Denvil, and L. Fairhead. 2005. Contrasts in the effects on climate of anthropogenic sulfate aerosols between the 20th and the 21st century. Geophys. Res. Lett. 32:L21703.

福斯特,P。,V. Ramaswamy, P. Artaxo et al. 2007. Radiative forcing of climate change. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, edited by S. Solomon, D. Qin, M. Manning et al. pp. 129-234. New York: Cambridge Univ. Press.

GFDL全球大气模型开发团队。2004。GFDL新的全球大气和陆地模型AM2 / LM2:评价与规定的风场模拟。j .raybet雷竞技最新气候17:4641 - 4673。

“S。,N. Laulainen, R. Easter et al. 2001. Evaluation of aerosol direct radiative forcing in MIRAGE. J. Geophys. Res. 106(D6):5295-5316.

Gregory J。,and M. J. Webb. 2008. Tropospheric adjustment induces a cloud component in CO2 forcing. J. Climate 19(1):39.

汉森,J。,and L. Nazarenko. 2004. Soot climate forcing via snow and ice地表反射率。PNAS 101:423 - 428。

汉森,J。,M. Sato, L. Nazarenko et al. 2002. Climate forcings in戈达德太空研究所SI2000模拟。j .地球物理学。研究》107年:D184347。

汉森,J。,M. Sato, R. Ruedy et al. 2005. Efficacy of climate forcings. J. Geophys. Res. 110:D18104.

海伍德,j . M。,S. R. Osborne, and S. J. Abel. 2004. The effect of overlying absorbing aerosol layers on remote sensing retrievals of cloud effective radius and cloud optical depth. Q. J. Roy. Meteor. Soc. 130:779-800.

赫格,d。,R. J. Ferek, and P. V. Hobbs. 1993. Light scattering and cloud condensation nucleus activity of sulfate aerosol measured over the Northeast Atlantic Ocean. J. Geophys. Res. 98:14,887-14,894.

联合国政府间气候变化专门委员会。2007年。raybet雷竞技最新2007年气候变化:物理科学基础。工作组的贡献我的第四次评估报告政府间气候变化专门委员会,所罗门。s . d .秦m·曼宁et al。纽约:剑桥大学出版社。raybet雷竞技最新

雅各布森,m z . 2001。强烈的辐射加热由于黑碳在大气气溶胶的混合状态。自然409:695 - 697。

琼斯。,D. L. Roberts, and M. J. Woodage. 2001. Indirect硫酸盐气溶胶在一个交互式的气候模型raybet雷竞技最新硫循环。j .地球物理学。研究》106 (D17): 20293 - 20301。

琼斯。,J. M. Haywood, and O. Boucher. 2007. Aerosol forcing, climate response and climate sensitivity in the Hadley Centre climate model. J. Geophys. Res. 112:D20211.

乔希,M。,K. Shine, M. Ponater et al. 2003. A comparison of climate response to different radiative forcings in three general circulation models: Towards an improved metric of climate change. Climate Dyn. 20:843-854.

Khain,。,A. Pokrovsky, M. Pinsky, A. Seifert, and V. Phillips. 2004. Simulation of effects of atmospheric aerosols on deep turbulent对流云团使用光谱微观物理学混合阶段积雨云模型。第一部分:模型描述和可能的应用程序。j .大气压。Sci 15:2963 - 2982。

Khain,。,and A. Pokrovsky. 2004. Simulation of effects of atmospheric aerosols on deep turbulent convective clouds using a spectral microphysics mixed-phase cumulus cloud model. Part II: Sensitivity study. J. Atmos. Sci. 24:2983-3001.

Khain,。,D. Rosenfeld, and A. Pokrovsky. 2005. Aerosol impact on the dynamics and microphysics of deep convective clouds. Q. J. Roy. Meteor. Soc. 131:2639-2663.

Kristjansson, j·E。,A. Staple, J. Kristiansen, and E. Kaas. 2002. A new look at possible connections between solar activity, clouds and climate. Geophys. Res. Lett. 29(23):2107.

Leaitch, w·R。,G. A. Isaac, J. W. Strapp, C. M. Banic, and H. A. Wiebe. 1992. The relationship between cloud droplet number concentration and anthropogenic pollution: Observations and climatic implications. J. Geophys. Res. 97:2463-2474.

罗曼,U。,J. Feichter, J. E. Penner, and W. R. Leaitch. 2000. Indirect effect of sulfate and carbonaceous aerosols: A mechanistic treatment. J. Geophys. Res. 105(D10):12,193-12,206.

林恩,b . H。,A. P. Khain, J. Dudhia et al. 2005. Spectral (bin) microphysics coupled with a mesoscale model (MM5). Part I: Model description and first results. Mon. Wea. Rev. 133:44-58.

马丁·g·M。,D. W. Johnson, andA. Spice. 1994. The measurement and parameterisation of effective radius of droplets in warm层积云云。j .大气压。Sci 51:1823 - 1843。

马修斯,h . D。,A. J. Weaver, K. J. Meissner, N. P. Gillett and M. Eby. 2004. Natural and anthropogenic climate change: Incorporating historical land cover change, vegetation dynamics and the global carbon cycle. Climate Dyn. 22:461-479.

米尔,g。,W. M. Washington, C. M. Ammann et al. 2004. Combinations of natural and anthropogenic forcings in twentieth-century climate. J. Climate 17:3721-3727.

梅农年代。,J. Hansen, L. Nazarenko, and Y. Luo. 2002. Climate effects of black carbon aerosols in China and India. Science 297:2250-2253.

明,Y。,V. Ramaswamy, P. A. Ginoux, L. W. Horowitz, and L. M. Russell. 2005.地球物理流体动力学实验室环流模型的调查人为硫酸盐气溶胶的间接辐射效应。j .地球物理学。研究》110年:D22206。

只是,T。,A. Higurashi, K. Kawamoto, and J. Penner. 2001. A possible correlation between satellite-derived cloud and aerosol microphysical parameters. Geophys. Res. Lett. 28:1171-1174.

平卡斯,R。,and M. B. Baker. 1994. Effect of precipitation on the albedo susceptibility of clouds in the marine boundary layer. Nature 372:250-252.

Quaas, J。,O. Boucher, and F.-M. Breon. 2004. Aerosol indirect effects in POLDER satellite data and the Laboratoire de Météorologie Dynamique-Zoom (LMDZ) general circulation model. J. Geophys. Res. 109:D08205.

Quaas, J。,and O. Boucher. 2005. Constraining the first aerosol indirect radiative forcing in the LMDZ GCM using POLDER and MODIS satellite data. Geophys. Res. Lett. 32:L17814.

执笔人,j·E。,J. Quaas, T. Storelvmo et al. 2006. Model intercomparison of indirect aerosol effects. Atmos. Chem. Phys. Discuss. 6:1579-1617.

Ramaswamy, V。,O. Boucher, J. Haigh et al. 2001. Radiative forcing of climate change. In: Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, ed. J. T. Houghton et al. pp. 349-416. New York: Cambridge Univ. Press.

罗伯茨,d . L。,and A. Jones. 2004. Climate sensitivity to black carbon aerosol from fossil fuel combustion. J. Geophys. Res. 109:D16202.

Rotstayn L。,and J. E. Penner. 2001. Indirect aerosol forcing, quasi forcing, and climate response. J. Climate 14:2960-2975.

Rotstayn l D。,and Y. Liu. 2003. Sensitivity of the first indirect aerosol effect to an increase of the cloud droplet spectral dispersion with droplet number concentration. J. Climate 16:3476-3481.

发光,k . P。,J. Cook, E. J. Highwood, and M. M. Joshi. 2003. An alternative to radiative forcing for estimating the relative importance of climate change mechanisms. Geophys. Res. Lett. 30:2047.

铃木K。,T. Nakajima, A. Numaguti et al. 2004. A study of the aerosol effect on a cloud fi eld with simultaneous use of GCM modeling and satellite observation. J. Atmos. Sci. 61:179-194.

Takemura, T。,T. Nozawa, S. Emori, T. Y. Nakajima, and T. Nakajima. 2005. Simulation of climate response to aerosol direct and indirect effects with aerosol transportradiation model. J. Geophys. Res. 110:D02202.

Twomey, s . a . 1977。污染对短波的影响云的反照率。j .大气压。Sci 34:1149 - 1152。

西瓦,s . C。,G. G. Carrio, W. R. Cotton, P. J. DeMott, and A. J. Prenni. 2006. Impacts of nucleating aerosol on Florida Storms. Part I: Mesoscale Simulations. J. Atmos. Sci. 63:1752-1775.

威廉姆斯,k·D。,A. Jones, D. L. Roberts, C. A. Senior, and M. J. Woodage. 2001. The response of the climate system to the indirect effects of anthropogenic sulfate aerosols. Clim. Dyn. 17(11):845-856.

木头,r . 2005。细雨在层状云边界层。第一部分垂直和水平结构。j .大气压。Sci 62:3011 - 3033。

木头,r . 2007。取消气溶胶间接影响海洋通过云薄层积云。j .大气压。Sci 64:2657 - 2669。

天雪,H。,and G. Feingold. 2006. Large-eddy simulations of信风积云:气溶胶间接影响的调查。j .大气压。Sci 63:1605 - 1622。

天雪,H。,G. Feingold, and B. Stevens. 2008. Aerosol effects on clouds, precipitation, and the organization of shallow cumulus convection. J. Atmos. Sci. 65:392-406.

继续阅读:引用Keu

这篇文章有用吗?