大气环流模式中的雪参数化
理查德Essery
4.4.1的介绍
环流模式(GCMs)是全球气候系统的三维数值模式;raybet雷竞技最新McGuffie和Henderson-Sellers(1997)对它们在气候模raybet雷竞技最新拟中的应用作了介绍性的回顾。GCM的大气组成部分可以与海洋模式耦合，或者与规定的海面温度和海冰范围一起运行，以提供海洋表面边界条件。用于提供陆地边界条件的陆面模式必须考虑积雪对地表与大气之间相互作用的影响，因为这种模式是独一无二的雪的性质在第2章中讨论的，可以在地表特征上表现出显著和快速变化的变化。特别是积雪覆盖的土地和无雪土地之间反照率的巨大差异，经常被引用为气候变化提供了一种可能的正反馈机制;raybet雷竞技最新在温暖的气候中，积雪的减少会增加地表对短波辐射的吸收，从而加剧raybet雷竞技最新变暖。这种简单的解释忽略了涉及积雪变化的其他反馈:表面雪的温度-覆盖的土地不能超过0°C，限制发出的长波辐射并给出负面反馈;由积雪变化引起的云量的系统性变化可能导致正反馈或负反馈;气候变暖可能会导致寒冷地区积雪增加，这些地区的降雪目前受到水分供应而不是温度的限制。
Frei等人(2003)发现，与大陆尺度积雪的卫星观测相比，参与大气模式相互比较项目第二阶段的15个GCMs的结果优于第一阶段的27个GCMs (Frei和Robinson, 1998)，尽管欧亚大陆上空仍存在一致的模式偏差。税等等。(1991)调查雪原气候raybet雷竞技最新通过比较17个gcm的结果得到反馈，Randall等人(1994)更深入地分析了14个gcm的结果。在固定海冰和均匀扰动±2°C的海面温度下进行了对永久- 4月模拟。将模拟结果中全球平均地表温度的差异除以大气顶部全球平均净辐射的差异，可以得到每个GCM的气候敏感性参数。raybet雷竞技最新第二个灵敏度参数是从模拟中计算出来的，其中积雪是固定的，而不是允许对扰动做出响应。这两个参数的比值被解释为雪反馈的度量，值大于1表示正反馈。17个gcm的结果如图4.8所示，从弱负反馈到强正反馈不等。最近，Hall和Qu(2006)调查了冰雪反照率为政府间气候变化专门委员会第四次评估报告提供了17个大气raybet雷竞技最新环流模型对气候变化模拟的反馈，并再次发现结果差异很大。GCM雪反馈结果的差异不仅仅是由于它们对雪过程的表示不同，但改进的表示将使对气候变化的预测更有信心。raybet雷竞技最新
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- 图4.8。来自Cess等人(1991)的17个gcm的Snow反馈参数。
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- 图4.9。典型GCM分辨率为2.5°纬度，3.75°经度的全球陆地掩模。
gcm的时间和空间分辨率受到计算成本的强烈限制，特别是在研究气候的长期变化时;raybet雷竞技最新例如，HadAM3气候模型的标准配置(Pope et al.， 2000)具有2.raybet雷竞技最新5°纬度和3.75°经度的水平分辨率(图4.9)，大气中的19个垂直水平和30分钟的时间步长。物理过程的复杂性也受到了限制，在GCM网格无法解析的尺度上的过程必须根据解析量进行“参数化”。复杂的雪物理模型，如CROCUS (Brun et al.， 1989)、SNTHERM (Jordan, 1991)和SNOWPACK (Bartelt and Lehning, 2002)不适合用于GCM，理想情况下，GCM需要的雪模型不需要计算，代表GCM网格尺度上的平均过程，而不是在某一点上的平均过程，并且适用于积雪发生的大范围变化的环境。尽管如此，从详细的雪模型中获得的见解在GCM雪模型的开发中是有用的;例如，许多更复杂的GCM方案采用了Anderson(1976)模型的特征。在GCMs中也实施了详细的模型，以研究它们对短模拟的影响(Brun等人，1997年)，并用于评估单个过程在更简单参数化中的重要性(Loth和Graf, 1998a,b;城堡等等。, 1998)。
一个广泛的雪模型列表，为一系列的应用开发，已在第4.2节给出。下表列出了用于说明本节讨论的一小部分模型的首字母缩略词和参考资料，这些模型来自于为GCM开发的用于GCM的GCM陆地表面方案和雪模型的描述。
基地 |
表面交换的最佳近似 |
斯莱特等等。(1998) |
蝙蝠 |
生物圈-大气转移方案 |
杨等等。(1997) |
类 |
加拿大陆面方案 |
Verseghy(1991)。 |
(1993) |
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CLM |
社区土地模型 |
Oleson et al. (2004) |
GISS83 |
汉森等等。(1983) |
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GISS94 |
戈达德太空研究所 |
Lynch-Stieglitz (1994) |
国际海底管理局 |
土壤、生物圈和土壤的相互作用 |
Douville等等。(1995 a, b) |
大气 |
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摩西 |
气象局地面交换计划 |
Cox et al. (1999) Essery (1997a， |
1998) |
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MPI |
马克斯-普朗克研究所für气象学 |
罗思等(1993)罗思和格拉夫 |
(1998) |
||
SiB |
简单的生物圈 |
卖家等等。(1996) |
4.4.2雪的热水力特性
密度变化由于压实、晶体变形、融水或雨水的冻结而形成的孔隙，使雪的热特性和水力特性随时间而变化(第2.2-2.4节)。gcm通常被忽视雪水文而对于密度、热容等往往简单采用常数值雪的导热系数，但引入了一些更复杂的参数化。
菲200
图4.10。雪密度作为年龄的函数从参数化使用
CLASS(-)、GISS94(■■■)和BATS(——)，以及GISS83使用的固定值
MOSES(-----)。假设GISS94和BATS的积雪正在融化，GISS94的积雪量设置为100 kg m-3。
CLASS和ISBA使用压缩参数化，其中雪的密度降雪后随时间增加。已知t时刻雪密度ps, t + at时刻雪密度计算为
Ps(t + At) = [Ps(t) - Pmax] exp ^- - J + Pmax，其中Pmax为最大允许雪密度，tp为时间常数。BASE、BATS、GISS94和MPI使用类似的参数化，但在较高温度下会增加压实率。在BASE和GISS94中，致密化速率均由dp1__0.5psgM_给出
dt = 107 exp(0.02ps + 4000/ Ts - 14.643)'
为雪质量M (kg M -2)，雪温度Ts (K)和重力加速度g (m s-2)CLM采用更为复杂的Anderson(1976)方案，由于覆盖层、变质和熔化，该方案有不同的压实速率。这些参数化的结果如图4.10所示。
在所有具有可变雪密度的模型中，降雪后的密度作为新的和的加权平均值重新计算旧的雪密度。新鲜的雪密度通常设置为一个常数值(BASE、BATS、CLASS和ISBA中为100 kg m-3, GISS94中为150 kg m-3)，但在某些模型中参数化为空气温度或湿球温度的函数;例如，CLM遵循Anderson(1976)的设定
1.00
“哦,
200 400
图4.11。热导率是雪密度的函数
CLASS (-)， GISS94(■■■)，ISBA(——)和MPI(-----)使用的值，GISS83(+)和MOSES(♦)使用的固定值。
对于空气温度T(°C)， pfresh的极限在50 ~ 169 kg m-3之间。
的雪的比热容可以简单地计算为冰、水和空气质量分数的热容之和(第2.3节)，但雪中的热传输是一个复杂的过程，涉及传导、平流、相变和辐射(第2.3节)。已经提出了几种经验关系，将雪的有效热导率作为密度的函数(Anderson, 1976;日元,1981;Sturm等等。, 1997)。图4.11比较了参数化(参见图2.10)。GISS83和MOSES，都假设雪密度固定为250 kg m-3，并使用固定的热导率值。BASE、CLASS、GISS94和MPI都使用二次函数，但为参数a1和b1选择了不同的值。CLM使用不同的二次函数keff = ka + (7.75 X 10-5ps + 1.105 X 10-6ps2) (ki - ka)，来自Jordan(1991)，其中kair和kice是空气和冰的电导率。ISBA使用幂律关系，其中pe为水的密度．
gcm大多忽略了2.4节中讨论的雪水文的复杂性，而是将融水瞬间抽干。作为一个简单的改进，keff = a1 + &1p。
GISS94允许积雪层以液态水的形式保留其质量的5.5%，多余的水从积雪层底部排出。MPI将容量参数化为密度的函数，当密度为200 kg m-3或更大时，容量最大值从10%下降到3%。在这些模型和CLASS中，液态水都可能在雪中冻结。
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