介绍Ppl

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摘要

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ERBE年平均LWCRF / SWCRF

ERBE年平均LWCRF / SWCRF

图10.4年平均垂直运动在(a)西太平洋(WP)和(b)东太平洋(EP)基于三个可利用。ERBE-deduced年平均LWCRF / SWCRF比(c)所示;WP和EP是显著的。面板(a)和(b)改编自图3在背部和布雷瑟(2005)。

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图10.4年平均垂直运动在(a)西太平洋(WP)和(b)东太平洋(EP)基于三个可利用。ERBE-deduced年平均LWCRF / SWCRF比(c)所示;WP和EP是显著的。面板(a)和(b)改编自图3在背部和布雷瑟(2005)。

小心他们的动态机制。当以这种方式分析,观察提供了一个更严格的限制GCM模拟云辐射强迫。

观察,清楚的说明了大型速度场、大气环流和相关的对流和云属性紧密相连。大规模动态过程和辐射预算的限制强加于云层和流通是很重要的。大气环流的变化,气候变化可能会反馈强烈对云属性。raybet雷竞技最新预计气候应对全球变raybet雷竞技最新暖,如一个被削弱了的沃克环流在热带地区(Vecchi et al . 2006年),一个扩展哈得来环流圈(Seager et al . 2007年),向北转移风暴跟踪(阴2005),可能会产生重大的云反馈。此外,云将回应和反馈对风场的分布在热带地区,因为它在应对全球变暖或气溶胶变化,对全球CRF具有重大影响。对流云层和海洋边界层的反应可能受到热带海温梯度变化的影响,这可能有一个明显的影响TOA辐射预算(Barsugli et al . 2006;朱镕基et al . 2007年)。

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在热带的发行量Cloud-radiative反馈

在前面的部分中,我们证明了垂直运动控制云大空间和时间尺度。在这里,我们讨论辐射反馈云的大气环流和相关的表面温度梯度。我们的重点是热带海洋,海面温度和降雨量偏见在耦合模型(例如,不够酷下太平洋东部亚热带海洋,虚假的东太平洋双ITCZ)经常被归因于云反馈。

彼得斯和布雷瑟(2005)显示云反馈的效果在一个理想化的模型,上面的热带沃克环流一块大洋。所代表的热带对流层垂直运动的单模Neelin和曾庆红(2000),包括简化之间的反馈条件不稳定,对流,云,水蒸气和表面/ TOA辐射。他们模仿一个东西沿着赤道太平洋片。循环被迫通过移除热量从海洋(代表东部的板赤道上升流),但不是来自西方。显然这种类型的模型不能表示之间的差异和梨形和臃肿的垂直运动概况浅与深沉淀堆积在热带海洋的(例如,Takayabu Masunaga所说,这卷)。然而,因为它很简单,它可以照亮的一些基本机制云的辐射影响热带环流。

Peters-Bretherton表示云辐射的影响

两个cloud-radiative反馈被认为是Peters-Bretherton(2005)模型。为了一致性,我们会遵循他们的约定,即使其他约定讨论可能更自然。大气CRF、-Rcld被定义为常压塔的辐射加热归因于云的存在。表面CRF、Scld被定义为表面的辐射加热由于云的存在。他们用经验适合卫星观测这些辐射营力与大规模的预测因子。这些适合独立的利益,因为它们封装的主要辐射影响低纬度海洋云层在真正的热带系统硕士。

彼得斯和布雷瑟区分多雨地区的深对流云系和边界层云在干旱地区,具有截然不同的辐射影响。他们发现在每月的时间尺度和空间天气尺度,深对流云辐射效应尺度降水,而边界层CRFs规模较低对流层稳定(LTS)。

图10.5 a, b显示了采用卫星大气辐射加热,-Rcld,云辐射冷却和表面,-Scld (ISCCP-FD;Zhang et al . 2004年)与月降水量,P(从谢和阿金1997)。所有这些字段检索不确定性中讨论上面的引用,但被认为是准确最多10 - 20%的位置。每个点是一个clima-tological每月平均在2.5°x 2.5°网格框在热带海洋(20°20°N);L是汽化潜热。右边的垂直的

所有海洋点20°20°N

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所有海洋点30°S-30°N

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所有海洋点30°S-30°N

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图10.5散点图(a)和(b)代表低纬度海洋现ofmonthly意味着采用卫星cloud-induced常压塔辐射加热,-Rcld,和表面辐射冷却,-Scld,而降雨。适合行叠加。同一所示(c)和(d)但是对于低对流层稳定(LTS)与线叠加。在(c), Rcld绘制代替-Rcld因为边界层云高LTS往往会产生大气辐射冷却。每个情节,符合最好的虚线,这标志着一个近似气候阈值之间的深对流边界层云。改编自彼得斯和布雷瑟(2005)。

虚线,地区重要的深对流降水,非常适合的数据线性关系:

-Scld = 17 W m - 2 + rLP, (10.1 b)

在d 1 r = 0.17, P > 1.8毫米。这些可以解释为砧cirrus-induced温室供热的大气和海洋表面的着色深对流,同时增加与降雨率。方程10.1和10.1 b意味着净TOA CRF多雨地区的热带海洋Scld -Rcld ~ -17 W m - 2,独立的深对流以降雨率来衡量,因此下面我们将返回。方程10.1也意味着cloud-induced大气辐射加热深对流区域是一个常数和可观的分数r潜伏加热LP的常压塔。这些适合tropics-wide复合材料。这些适合当地偏离垂直结构(顶部沉重)造成的云层,云风切变对上层的影响和其他因素。

低对流层稳定,LTS = 0 (700 hPa) - 0 (1000 hPa),是一个很好的预测边界层云。克莱因和哈特曼(1993)金额相关的证明,层云LTS,季节和地理位置。LTS也是一个很好的预测大气和云辐射冷却表面在低纬度海洋,如图10.5所示c, d。在图10.5摄氏度,纵轴是Rcld,而在图10.5 -Rcld。彼得斯和布雷瑟(2005)做了这个选择,因为与深con-vective云、大气边界层云酷(Rcld > 0)。

图10.5 c, d显示了两个政权由一个阈值低对流层稳定,LTSd = 14 K(虚线)。政权LTS < LTSd虚线对应的深对流,我们已经考虑。在温暖的海洋,LTS和降雨量是最高最低;因此图10.5 c, d显示了同样的行为的另一个视图如图10.5所示,b。, LTS > LTSd的虚线,深对流是罕见和边界层云占主导地位。在这里,以下经验线性符合申请:

Rcld = 3 + o (LTS - LTS d), (10.2)

-Scld = 22 + o (LTS - LTS d), (10.2 b)

在o = 3 W m - 2 k - 1。海洋经历净cloud-induced冷却(-Scld > 0),因为云阴影,部分补偿cloud-induced增加下降长波辐射。大气中经历净冷却(Rcld > 0)由于云增强长波辐射冷却。海洋和大气云辐射冷却增加与LTS速度大致相同。

反应Peters-Bretherton模型的云辐射反馈

Peters-Bretherton模型展览重要模型灵敏度深对流和边界层云辐射反馈。图10.6比较稳态解决方案没有云辐射反馈,辐射反馈由于只有深对流云系,和辐射反馈结果的深对流边界层和低云层。域的左边缘是暖池;正确的边缘是冷池,能量被撤回的更快海洋混合层。暖池,模型形式上升的地区,深对流和降水隔开一把锋利的边缘地区的冷池沉降和平均降雨量。深对流云反馈没有影响的模式意味着垂直运动(左面板)或降雨,但趋于平缓SST梯度在温暖多雨的地区(中心面板)。边界层云u > CL

o Ln

深cld

低+深

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图10.6稳态500 hPa该组织(左),海表面温度(SST)(中心)和净云辐射强迫和表面(CRF)(右)在Peters-Bretherton模型中,迫于热量除去海洋混合层在左边缘线性增加从0到80 W m 2右边缘。虚线:没有云反馈(横向均匀CRF);chain-dash:只有深云反馈;实线:低和深云反馈。降雨(mm d ')大约是160 (0.03 -m500)。

深cld

低+深

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10000年

5000 x(公里)

10000年

图10.6稳态500 hPa该组织(左),海表面温度(SST)(中心)和净云辐射强迫和表面(CRF)(右)在Peters-Bretherton模型中,迫于热量除去海洋混合层在左边缘线性增加从0到80 W m 2右边缘。虚线:没有云反馈(横向均匀CRF);chain-dash:只有深云反馈;实线:低和深云反馈。降雨(mm d ')大约是160 (0.03 -m500)。

反馈显著冷却海温东太平洋,进一步提高低云量,加剧沃克环流,缩小和稍微冷却多雨的地区。

在这两种情况下,大气环流的云反馈的净TOA辐射效应(NCRF,右面板)。循环转移能量的区域大气上升下降的地区。必须补偿额外的本地TOA辐射冷却更平流的能源进口,需要更强的沉降。因此,TOA辐射能量损失,结果从边界层云酷SST地区加强沉降。深对流云系没有TOA辐射效应,因此没有对循环的影响模型。

对海温调整表面能量平衡预算。更多的深对流减少表面日晒(负表面云辐射强迫,或SCRF,可见在右面板)。这卷云砧阴影效应是一个强大的负面反馈进一步海温上升。拉马纳坦和柯林斯(1991)认为这种反馈将使最温暖的热带太平洋固定近30°C即使在高度摄动的气候,保管raybet雷竞技最新热带气候raybet雷竞技最新灵敏度非常疲软。Waliser和格雷厄姆(1993)和其他人指出正确的解释;即阴影的反馈使最温暖的太平洋(现在30°C)海温深对流大大超过阈值(现在26°C)。给定一个迫使诸如二氧化碳加倍,海温调整阈值需要尽可能多的把全球能源预算平衡。

总之,在一个简单的模型中,水平梯度在TOA云辐射强迫充当大气环流反馈,和云阴影有助于调节。我们相信,这些想法也可以作为有用的指南思考真正的气氛。

云关系与大规模的普遍性

这两个之间的实证关系方程10.1和10.2所示云和大规模环境是当前气候的有趣的特性。raybet雷竞技最新他们还可以推广到摄动(例如,冰河时代或温室)的气候吗?raybet雷竞技最新如果是这样的话,这将提供强大的限制低纬度气候raybet雷竞技最新敏感度。因为我们不能观察其他气候,必须解决这个问题通过物理参数,超越当前raybet雷竞技最新的气候或通过详细的和值得信赖的过程模型,复制这些关系。无论哪种情况,答案是结论性的,但物理参数值得回顾。

LWCRF平衡和SWCRF在热带海洋深对流

如果LWCRF SWCRF大致保持平衡在海洋深对流区域气候改变,那么任何热带NCRF变化可能不是来自这些地区。raybet雷竞技最新没有足够的深对流边界层区域或云在热带陆地影响tropics-wide NCRF很大程度上。因此热带NCRF变化将主要来自边界层云政权。

这个想法是符合IPCC AR4-coupled全球气候模型的相互比对。raybet雷竞技最新骨和杜福瑞斯(2005)与15大气模型模拟分析了使用指定历史太平洋,聚合模型使用热带云反应(30°S-30°N)垂直速度装箱。他们发现在被NCRF年际变化主要是因为下沉地区,和不同的模型产生显著不同级别的年际变化在这些地区。他们还分析了NCRF变化与平衡二氧化碳加倍在这些模型的耦合的版本。的变化是大,大intermodel差异沉降的地区。他们得出的结论是,边界层云,特别是贸易积云政权涵盖大部分的亚热带海洋,热带NCRF变化的主要原因。然而,云形成的深对流模型依赖于一连串的不确定parameteriza-tions,所以模型的共识是一个不满意或者不可靠的替代物理参数。

即使在当前的环境下,平衡LWCRF和SWraybet雷竞技最新CRF只有当我们总在时间和空间。正如前面指出的,SWCRF LWCRF之比是影响动态,因为云的垂直分布与平均垂直运动紧密相连。因此,只有适当的平衡后平均降雨量在垂直速度政权在热带腰带。在土地,deep-convective SWCRF往往超过LWCRF,也许因为昼夜循环或者微观物理学的原因。

基尔(1994)指出,当前气候的平衡是一个巧合,源于典型的卷云光学厚度和云顶温度铁。raybet雷竞技最新如果是这样的话,没有理由认为LWCRF的变化和SWCRF跟踪彼此在未来的气候。raybet雷竞技最新哈特曼et al。(2001)表明,它可能是保持动态的相对效率低下的水平大气之间能量交换列深对流区域,因此将在其他气候。raybet雷竞技最新进一步研究这两个假设看起来是合理的,考虑到他们不同的含义深对流气候敏感性的作用。raybet雷竞技最新

这是最可行的模型中的世界。哈特曼et al .(2001)假设应同样适用于耦合的硕士模型真正的行星。因此,它意味着气候学的耦合模型,单独LWCRF和SWCRF可能有偏见,但这些偏见应该补偿。特别是,人们可能期望LWCRF和SWCRF补偿耦合的气候比在specified-SST GCM模拟,它不支持哈特曼等人机制。raybet雷竞技最新这将是一个有趣的测试执行一套耦合模型。

第二个测试是看补偿LWCRF和SWCRF cloud-resolving模式(crm)运行radiative-convective平衡不同气候条件下raybet雷竞技最新。汤普金斯和克雷格(1999)表现这种模拟双周期域298年太平洋之上,300和302 K。他们发现近似模拟补偿LWCRF和SWCRF之间。因为这个设置不包括任何水平变化,它排除了哈特曼等人机制,然而繁殖SWCRF-LWCRF补偿。布雷瑟(2007)讨论了CRM理想化的沃克环流模型模拟在前一节中讨论。模拟,LWCRF大约是70%,大SWCRF整个模拟地区的深对流(p . Blossey per。通讯),所以没有补偿的两个云营力即使在domain-averaged意义。之间的差异比LWCRF / SWCRF的模拟和汤普金斯和克雷格表明,这个比例是强烈影响CRM微观物理学的参数化。这两个CRM研究支持Kiehl-type论点,但进一步的CRM研究的控制LWCRF / SWCRF在热带海洋深对流是十分必要的。

云边界层和对流层较低稳定

低对流层的稳定性是一个很好的预测边界层对大气和云的影响表面辐射平衡,10.2封装在方程。这个关系可以定量地扩展到其他的气候吗?raybet雷竞技最新如果是这样的话,这将提供一个重要的一步理解云反馈在气候敏感性低。raybet雷竞技最新

身体上,可以认为这种关系反映出低对流层的典型thermo-dynamic剖面层积云和浅积雨云政权之间变化。海洋层积云往往有较低的,强烈的限制反演。强烈的反转抑制夹带的空气干燥,和低反演最高允许混合湍流层云顶将持续。强大的反演和厚层之间稳定分层反演和700 hPa都为大型LTS作出贡献。如果反转走弱,夹带深化边界层,然后将成积云状的结构以更少的云略低于限制反演。较弱,更高的反转导致较小的美国这个论点将适用于其他气候,但不一定相同的常数方程10.2。raybet雷竞技最新

在温暖的气候,LTS往往raybet雷竞技最新会增加整个热带地区。自由tro-pospheric分层,确定主要由深对流在温暖的热带地区,大致遵循一个潮湿的绝热线。在温暖的气候,潮湿的绝热raybet雷竞技最新做/ dz增加,导致LTS的增加。这然后增加低云量和作为气候的负面反馈raybet雷竞技最新吗?GCM模拟Medeiros et al。(2008)表明,热带太平洋是否均匀加热到2 K,然后低云量增加很大程度上是不变的,尽管LTS在整个热带地区。一个可以代表这个方程10.2转向更高LTSd气候变暖。raybet雷竞技最新

木头和布雷瑟LTS(2006)提出了一种变体,称为逆温强度(EIS)估计,消除free-tropospheric分层的影响变化,跟踪潮湿的绝热线。EIS LTS低纬度海洋对面的关联非常好,但是是一个更好的预测比LTS观测海洋层云的一部分。在这些地区,free-tropo-spheric分层跟踪比热带地区冷绝热线。这表明EIS也可能是一个“climate-invariant”云预测低,这可能适raybet雷竞技最新用于其他气候扰乱潮湿的绝热线。这个假设可以使用精心设计的灵敏度测试研究与大涡模拟边界层云。

建模云在大规模的发行量

在大规模云反馈发行量对全球大气环流模型是一个挑战。它们涉及resolved-scale字段之间复杂的交互和一套参数化湿过程,包括微观物理学、云计算分数,积云对流、湍流边界层,表面通量和辐射。在低纬度地区,几乎所有的云都是密切相关的某种形式的对流和湍流。即使在温带气旋,冰和液态水路径主要地区的大规模上升将对微观物理学的敏感参数的不确定性;当然会有turbulence-driven边界层云(对流冷锋的背后,可能shear-driven在温暖的部门),也可能嵌入深对流。设计一个单一参数正确应对各种全球大规模条件遇到挑战;设计和改进的紧密耦合的参数化系统协同工作的目的是更是如此。此外,许多云薄,因此差垂直网格的一个典型的GCM解决。“交互的参数化增加了另一层的挑战。因此,结果来自全球大气环流模型对“交互和云反馈应该批判性的分析和追踪到可信的和可测试的物理机制之前太当回事。

全球模型解决云过程在更高的空间分辨率可以帮助这些挑战。在GCM,网格间距通常超过100公里时,往往有巨大的水平云网格细胞内非均质性。潮湿的物理参数化必须聚合的网格单元规模使用假设这种异质性互动。在实践中,异质性是很少在一个完全一致的方式处理所有参数化,导致没有云等不下雨。

更有吸引力,如果云物理参数化和动态交互在个人涡流的规模,其中横向非均质性不是那么严重。这就解释了大涡模拟的成功(使用100或更少的网格分辨率模拟边界层云系统)和cloud-resolving建模(使用1 - 5公里来模拟深对流云系的决议)。全球气候有证还raybet雷竞技最新在起步阶段,但是他们有成功的希望,已经被应用于研究cloud-radiative反应在全球尺度上(看到柯林斯和佐藤晴这卷)。全球和区域数值天气预报模式正在运行没有深积云参数化在相似或更好的决议。Super-parameterization(格拉博夫斯基业和蚀刻,这卷)是一个捷径global CRM:一个小CRM GCM被放置在每个网格列,并通过平均有交互影响GCM网格。与全球CRM,白云过程在super-parameterized GCM大涡尺度上进行交互。尽管super-parameterization涉及大约100倍比常规GCM计算,它比一个完整的便宜global CRM相同的分辨率。super-parameterization在global CRM的潜在优势是super-parameterization中的CRM解决方案可以更好的或者定制的地理位置和天气政权,使全球cloud-resolving模拟边界层云和云、气溶胶反馈成为可能。然而,当前super-parameterizations使用4公里水平分辨率,为这个目的是不够的。这些全球高分辨率模拟方法解决所有云过程,和其他所有涉及微观物理学的不确定和参数化(见本卷格拉博夫斯基业和蚀刻)。 Hence there is no guarantee that they could represent clouds or their interactions with large-scale circulations much better than a conventional GCM; there are still significant biases in their simulated climate and cloud climatology (e.g., Khairoutdinov and Randall 2005). Thus we return to observational tests of how well models of all types simulate different cloud regimes and their relation to large-scale dynamics.

偏见pdf的垂直分布和厚度的云是特别相关的建模和云“互动反馈,因为模拟云有偏见的垂直结构可以将显示一个扭曲的气溶胶的变化,反应温度,或垂直运动。Zhang et al。(2005)和Wyant et al . (2006 a, b)记载了这样的偏见通过应用一种“ISCCP模拟器”模型输出;这个分区云的云顶压力和云光学深度模拟类似ISCCP采用卫星数据集。

Zhang et al。(2005)隔离到纬度带,检查结果不同的云政权。Wyant et al。(2006)使用“Bony-binning”,即每个月^ 500用于排序低纬度云的动态机制。意味着提升(©500 < 0)有利于深对流,和平均沉降(®500 > 0)有利于边界层云。图10.7(从Wyant et al . 2006 b)这种方法适用于比较ISCCP-like云数据从两个传统的全球大气环流模型和一个super-parameterized GCM卫星观测。这三个模型模拟光学薄的云太少,除了在对流层顶,各级光学厚云太多了。热带深对流政权con -

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图10.7条件概率分布的云顶压力每月意味着ffl500基于所有grid-column月30°S-30°N。行显示分区成薄、中、厚光学深度类别。底下一行包括所有云光学深度,t。左栏:ISCCP观察。其他列显示model-derived ISCCP模拟器的结果super-parameterized CAM-SP和CAM3 AM2全球大气环流模型。ffl500规模拉伸显示发生的频率。改编自图S1 Wyant et al。(2006 b)。

传统模型也低估mid-topped云在提升政权;的super-parameterized GCM减少这种偏见。

大多数模型的另一个著名的偏见的昼夜循环积云对流是由几个小时相比,先进的观察(例如,杨和斯2001)。因为积云对流释放潜热,这导致大陆范围内的反馈与垂直运动在热带地区。再次,super-parameterization减少这种偏见(Khairoutdinov et al . 2005年)。

我们强调的极限能力模型准确云和动力学之间的相互作用在当前气候。raybet雷竞技最新这些限制密切相关,我们缺乏基本的认识经验控制热带云迫使低沉。新工具,如cloud-resolving全球建模和新的观察,如美国宇航局a套件以及新的努力挖掘历史数据记录,可能导致进步如果巧妙地应用,但没有帕特的回答是。因此,我们必须谨慎行事和测试全面向全球气候模型添加过程,如气溶胶和化学,它与云交互。raybet雷竞技最新

确认

作者承认支持NASA格兰特NNG05GA19G和NSF格兰特atm - 0336703的研究提出。我们想感谢马特Wyant和拉里萨回来重新起草使用本文的数据和Jost Heintzenberg,安东尼·伊林沃思业Jon蚀刻,Yukari Takayabu, Rob木头,一个匿名的评论家有用的评论。

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