气候变化是大气科学的一个重要研究领域,研究气候变化对全球气候变迁及其应对措施的制定有着重要的意义。IPCC第五次评估报告[1]指出1900—2012年间,全球地表平均温度升高了0.85 ℃ (0.65 ~ 1.06 ℃)。影响气候变化的因素很多,由于人类活动(化石燃料燃烧、土地利用等)排放CO2造成的大气中温室气体含量增加是近年来全球气候变化的主因。工业革命前观测到大气中CO2浓度为280×10-6,到2012年已达到393×10-6,增长了约40%[1]。除了CO2,太阳辐射、气溶胶等也是造成全球气候变化的主要外部强迫。研究气候系统对外部强迫的响应可以更好地理解全球气候的演变,预测未来气候发展的趋势。为了更加深入地了解外部强迫对气候系统影响的物理过程及动力机制,研究中通常使用气候模式模拟来理解气候响应,气候模式能够定量描述气候系统内部复杂的运动,并且能反映陆地、大气、海洋等之间的反馈过程。利用气候模式进行数值模拟是理解气候系统对外源强迫响应机理最有效的研究手段之一。
前人针对气候系统对外部强迫的响应做了大量研究。以往的研究主要集中于模拟分析几年到几百年的时间尺度上气候系统对外界强迫的响应以及预测未来气候变化。Wetherald等[2]利用一个简化的三维模式模拟太阳辐射增加6%气候系统的变化,指出太阳辐射增加将导致空气中水汽含量上升、降雪和积雪明显减少。Manabe等[3]模拟研究了CO2倍增时平流层变冷的原因。Roble等[4]论述了CO2浓度倍增时对中间层和热层的影响。Forster等[5]将3倍CO2浓度以及增加2%、4%、8%太阳辐射作为外强迫场模拟全球气候变化,通过对比前人研究发现辐射强迫是评估气候变化的有效工具。
近些年来,在传统研究的基础上,许多研究将气候系统的响应划分为快响应和慢响应[6-11]两部分:快响应是指地表平均温度明显变化之前气候系统对外部辐射强迫的响应;而海洋具有较大比热容,温度变化较慢,当海洋表面温度有显著上升时引发气候系统一系列响应的过程称为慢响应。对快慢响应的分离,一般采用线性回归方法。很多研究表明,辐射通量、降水等物理量对地表温度具有很好的线性相关性,线性回归方法是将这些物理量与地表温度进行线性拟合,得到的截距(
在以上有关快响应和慢响应的研究基础上,一些学者[16-17]针对气候系统在短时间尺度的演变展开了研究,Cao等[16]通过HadCM3L模式模拟气候系统在1个月的时间尺度上对CO2、太阳辐射响应的日变化,比较分析了快响应阶段海洋和陆地区域在CO2、太阳辐射强迫下的响应,发现在强迫发生几天内气候系统发生了显著变化。Youichi等[17]利用多个模式综合分析了4倍CO2情景下各气象要素调整的时间尺度,指出在快响应阶段海洋区域对流层低层云量减少导致有云情形下海洋表面接收到的短波辐射增加。
本文利用HadCM3L大气海洋耦合模式,以CO2强迫和太阳辐射强迫为例,通过一系列的数值模拟试验分析研究气候系统在外源强迫发生后的从一天到一千年气候系统的响应。帮助了解气候系统从强迫发生到达到准平衡状态演变的全过程随时间的变化,更好地理解CO2和太阳辐射强迫在快慢响应阶段对气候系统的影响机制,为预测未来气候变化提供依据。
研究气候系统对CO2和太阳辐射的响应不仅可以了解气候系统的响应机理、预测未来气候变化,对理解地球工程[18]也有重要意义。地球工程旨在通过大范围调控气候以应对气候变化或减少气候变暖的影响。目前地球工程调控气候的手段主要有两种:移除大气中的CO2 (CDR);减少地气系统接收的太阳辐射(SRM)。将气候系统对CO2和太阳辐射在不同时间尺度的响应进行对比研究:一方面可以更加深入理解气候系统对CO2和太阳辐射的响应机制;另一方面可以增强对以减少太阳辐射为基础的地球工程的气候效应的认知,为应对气候变化提供理论基础。
1 模式与方法 1.1 模式描述HadCM3L模式是英国Hadley中心开发的一个气候系统模式,该模式已被广泛用于气候预测、检测、归因及其他气候敏感性研究。HadCM3L模式耦合了一个海洋模式(HadOM3)、大气模式(HadAM3)、海洋碳循环模式(HadOCC)以及陆面模型(TRIFFID)[18]。大气模式的水平分辨率是2.5˚(纬度)×3.75˚(经度),垂直方向采用σ-p混合坐标系,分为19层[19]。辐射的计算采用修改后的Edwards-Slingo方案[20-21],并且采用了一个改进的Smith方案[22-23]来计算云量;海洋模式以Cox模式为基础[24],其水平分辨率为1.25˚(纬度)×1.25˚ (经度),垂直方向分为20层,海表附近垂直分辨率较高[25]。
1.2 模拟试验设计为深入分析CO2和太阳辐射对气候系统的影响机制,本文设计了1个参照试验和3个强迫试验(表 1),参照试验采用工业革命前CO2浓度(280×10-6),太阳常数为标准值(1365 W/m2);大气中CO2不仅通过吸收长波辐射(CO2的辐射效应)来影响地气系统,还通过降低植物的气孔导度(CO2的气孔效应)减少蒸发来影响水循环进而改变气候系统[26-29]。本文又设计了1组只考虑CO2辐射效应的的理想化试验来区分CO2辐射效应和CO2气孔效应分别对气候的影响。这3个强迫试验的初始场以及参数设置除外界强迫外均与参照试验一致。这3组外源强迫试验如下:
(1) 4×CO2试验:这组试验是将CO2浓度瞬间提升到4倍工业革命前的浓度(1120×10-6),并在模拟过程中,始终维持该浓度不变;本组试验同时考虑CO2的辐射效应和气孔效应。
(2) 4×CO2 atm试验:这组试验同样将CO2浓度提升到4倍工业革命前的浓度并维持该浓度不变,但只考虑CO2的辐射效应。
(3) 4%Solar试验:将太阳辐射提高4%,并在模拟过程中,始终维持该辐射强度不变,考察气候系统对太阳辐射变化的响应。在HadCM3L的模拟中,将太阳辐射提高4%气候系统达到平衡时地表平均温度与4×CO2试验基本一致,便于对比二者对气候系统造成的影响。
为了研究气候系统在快响应和慢响应过程中对不同外界强迫的响应,对于每一组参照试验和强迫试验,针对快响应过程设计了36个为期30 d的短时间尺度上的理想化试验,研究海洋表面温度没有明显变化时气候系统的响应;针对慢响应过程设计了1个运行时间长达1000年长时间尺度上的理想化试验(表 2)。
(1) 短时间尺度上的响应:首先设定大气中CO2浓度恒定为280×10-6,太阳辐射值为1365 W/m2。运行HadCM3L模式1000年使气候系统达到准平衡状态,称之为平衡试验。从平衡试验的准平衡状态中随机抽取36个模拟结果作为模式的36个参照试验的初始场,这36个初始场为任意选取的3组不同年份的1月1日、2月1日、……、12月1日的模拟结果。而强迫试验初始场以及参数设置除外界强迫外均与参照试验一致。将模式运行1个月,分别模拟不同月份下气候系统在短时间尺度上的日变化,分别对参照试验或强迫试验的36个试验的模拟结果求平均以消除季节变化和减少偶然误差对模式结果的影响。
(2) 长时间尺度上的响应:对于每一组控制和强迫试验,分别设计一组试验并将试验积分1000年。此时模式的气候系统对外界强迫的响应均基本达到了平衡状态。利用月平均输出数据来分析年平均结果,以此来研究气候系统的缓慢反馈。
为理解气候系统对CO2强迫和太阳辐射强迫的响应异同,本文主要分析了温度、比湿、降水等物理量。此外,本文提到的物理量的值均表示4×CO2试验、4×CO2 atm试验和4%Solar试验减去参照试验得到的结果。
2 结果分析 2.1 温度图 1给出了3个试验中陆地、海洋和全球表面平均温度随时间演变曲线。在CO2或者太阳辐射强迫发生后的前30 d,4×CO2试验中陆地表面平均温度升高了1.79 K,仅考虑辐射效应的4×CO2 atm试验升高了0.98 K,约为4×CO2试验的一半。主要是由于4×CO2试验中升高的CO2浓度不仅通过辐射效应加热大气,地面接收到的长波辐射增加,而且通过影响植物气孔导度[16, 26-28, 30],促使植物的蒸腾作用明显减少,导致陆地地区低云云量的减少,到达地面的太阳辐射增强[16]使地面增暖。因此4×CO2试验中陆地地表升温相对4×CO2 atm试验显著。4%Solar试验中太阳辐射增加使地表接收到的短波辐射增加,地表温度随之上升,在前30 d陆地地表平均温度升高了0.8 K。在海洋地区,可以看到3个试验中海洋表面温度在前30 d内基本没有变化,这是由于海洋的比热容较大,升温并不显著。
随着时间的推移,在长时间尺度上,4×CO2试验和4×CO2 atm试验差距随时间越来越小,外源强迫发生的1000年后,模式达到准平衡状态时,4×CO2试验和4×CO2 atm试验的地表平均温度为5.71 K和5.22 K(平均1000年试验中最后100年的数据,下同)。表明随着时间的推移,相对于CO2的气孔效应,CO2的辐射效应对气候系统中温度的变化起主导作用。图 1在一定程度上反映了全球增温分布特点,即海洋增暖幅度始终小于陆地。无论是陆地还是海洋3个试验中地表温度在前100年变化很大,增温比重均占准平衡状态的70%以上。
图 2和图 3分别给出了4×CO2和4%Solar试验中不同时间下地表温度的变化。为了使地表温度变化图更具有一般性和代表性,针对第10年、第100年、第1000年的全球地表温度变化分别平均了5年(从第8年到第12年)、31年(从第85年到第115年)、100年(从第901年到第1000年)的温度数据,图 2和图 3每个子图中的数值分别代表平均后的数值。在强迫发生后的1个月,4×CO2和4%Solar试验的海洋表面温度变化并不明显,但4×CO2试验中陆地区域升温速率普遍大于4%Solar试验,主要由于CO2气孔效应,4×CO2试验中气候系统在几天时间内发生明显变化,因此4×CO2试验的陆地温度变化比4%Solar试验显著。在气候系统的年际变化中,4×CO2和4%Solar试验下高纬度地区的增暖幅度普遍大于中低纬度地区,主要是由于CO2或太阳辐射造成地表温度升高,冰雪覆盖面积减少,而冰雪反照率远远高于土壤或海洋表面的反照率,接收到的太阳辐射增加,因此高纬度地区升温更加显著[3]。
图 4为3个试验下陆地和海洋地区温度廓线随时间的变化。由于4×CO2 atm试验的温度廓线与4×CO2试验相近,为了更好地理解3个试验中温度廓线随高度的变化,图 5给出了4×CO2 atm试验和4%Solar试验两个试验温度的垂直分布相对4×CO2试验随时间的变化。在陆地区域,可以看到在短时间尺度上,4×CO2 atm和4%Solar试验中由于CO2和太阳辐射对大气的加热作用使对流层中下层气温整体升高,对流层低层的温度梯度变化不大。而4×CO2试验中由于CO2的气孔效应抑制了地表的潜热释放,地面向大气输送的潜热通量减少,并且水汽减少导致低层大气云量减少,这两者作用的叠加使地表增暖明显,加热速率明显高于低层大气,低层大气稳定度减少。说明在短时间尺度上CO2的气孔效应对气候系统的变化贡献很大。而在数年以上的时间尺度上,4×CO2 atm试验和4×CO2试验中的温度廓线基本趋于一致,说明在慢响应阶段,CO2对气候系统中温度的影响主要通过辐射效应实现。
在海洋地区,短时间尺度上,4×CO2 atm试验和4×CO2试验中增加的CO2吸收更多来自海洋放出的长波辐射,低层大气温度小幅上升,与此同时,海洋表面吸收的来自大气的长波辐射也有所增加,但由于海洋比热容较大,升温不明显,导致对流层低层大气稳定度增加,形成逆温层。4%Solar试验中增加的太阳辐射(主要是短波辐射)同时加热海洋和大气,但对海洋表面的影响更大,因此海洋低层大气没有出现明显的逆温。在年际变化中,随着CO2对海洋表面的逐渐加热,CO2强迫和太阳辐射强迫对温度廓线的影响基本趋于一致。
2.2 比湿图 6为3个试验下陆地和海洋地区比湿廓线随时间的变化。由于4×CO2 atm试验的比湿廓线与4×CO2试验相近,图 7给出了4×CO2 atm试验和4%Solar试验比湿的垂直分布相对4×CO2试验随时间的变化。如图 6所示,除了短时间尺度上CO2的气孔效应使4×CO2实验中比湿减少,其他情形下3个试验中大气的水汽含量相比参照实验均有不同程度的增长。
在陆地区域,短时间尺度上,4×CO2试验中由于CO2的气孔效应,抑制了植被的蒸腾作用,陆地向大气输送的水汽减少,使低层大气中比湿减少,而4×CO2 atm和4%Solar试验中,陆地和低层大气的升温会造成蒸发和蒸腾作用加剧,低层大气的水汽随之增加。在更长的时间尺度上,CO2的辐射效应占主导地位,地面向大气的水汽输送以及大气环流使空气中水汽含量不断上升。并且结合图 6和图 7可以发现,无论在短时间尺度或长时间尺度上,4×CO2 atm中对流层低层的水汽含量一直高于4×CO2试验,这意味着CO2的气孔效应对气候系统的影响一直存在。
在海洋区域,强迫发生后的第1个月,4×CO2试验中海洋表面温度变化很小,但由于CO2对大气的加热作用使低层大气的稳定度增加。对流活动受到抑制,向上层大气输送的水汽减少,因此对流层低层比湿有所增加。而在慢响应阶段,海表温度逐渐上升,蒸发量增加,大气层中比湿随时间不断升高。
2.3 降水图 8展示了3种不同的强迫下全球、海洋和陆地降水的变化。4×CO2和4%Solar试验达到平衡状态时全球平均地表温度分别为5.71 K和5.70 K,增幅基本一致,但由于CO2强迫和太阳辐射强迫对气候系统影响机制的不同,对降水的影响有很大差异。4%Solar试验中增加的太阳辐射对地表的加热作用使全球平均降水一直处于增长状态,达到准平衡状态时,与参照试验相比增长了0.32 mm/d,但4×CO2试验中全球平均降水在最初的十几年一直低于参照试验,之后降水量开始超过参照试验,降水逐渐增加。达到准平衡状态时,相比参照试验增加了0.16 mm/d。
在短时间尺度上,4×CO2atm试验中海洋地区大气的垂直稳定度增加(图 4)抑制了海洋表面水汽蒸发,导致4×CO2 atm试验中海洋地区的降水量有不同程度的减少。而陆地地区地表温度有微弱的上升,因此陆地地区降水相比参照试验有少量增加。在4×CO2试验中海洋和陆地区域降水均有不同程度的减少,海洋地区减少的原因和4×CO2 atm试验一样,而陆地地区由于CO2的气孔效应,抑制了植被的蒸腾作用,陆地向大气输送的水汽减少造成4×CO2试验中降水减少。短时间尺度上气候系统在CO2强迫下降水的变化表明CO2的气孔效应和辐射效应共同影响了快响应阶段的降水。
在长时间尺度上,不考虑CO2的气孔效应的4×CO2 atm试验中海洋表面温度呈不断上升趋势,因此海洋区域的降水和全球平均降水不断增加。4×CO2情景下最初十几年全球平均降水基本处于减少的状态,这主要是由于CO2的气孔效应占主导地位,降水减少。而之后CO2对地气系统的增温作用有利于水汽输送和降水[11],降水量不断增加,因此4×CO2试验中降水先减少后增加。
图 9是短时间尺度上日平均降水对温度的散点图(30个点)以及1000年时间尺度上10年平均的降水对温度的散点图(1000年共100个点),而直线是根据Gregory的线性回归方法对长时间尺度上(1000年的每10年平均)降水和温度进行拟合得到的结果。由图 9可知,3个长时间尺度的试验中温度和降水之间存在良好的线性关系,拟合得到的3条直线与y轴的截距(即快响应的估计值)分别为(-0.010±0.010) mm/d(4%Solar试验)、(-0.196±0.011) mm/d(4×CO2试验)、(-0.090±0.009) mm/d(4×CO2 atm试验)。4%Solar试验中快响应的估计值和零差距很小,4×CO2试验中快响应阶段降水的减少主要来自于陆地地区CO2对植被蒸腾作用的影响和海洋地区大气垂直稳定度的变化。拟合直线的斜率代表降水对地表温度的敏感性,即温度每升高1 ℃,降水产生的变化。这3条拟合直线的斜率非常接近,说明在慢响应过程中,3种外部强迫对降水影响的主要原因是温度的改变,慢响应过程中CO2对气候系统的影响主要是通过CO2的辐射效应实现。
为了理解气候系统对CO2和太阳辐射强迫从第1天到1000年的响应及其变化机制,并且比较两种响应的异同之处,本文分别使用了4倍工业革命前的CO2浓度(1120×10-6)、只考虑CO2辐射效应的4倍CO2浓度以及增加4%太阳辐射3种外部强迫,分别设计了1个月和1000年的模拟试验以考察气候系统在快响应和慢响应阶段对外强迫的响应。结论如下。
(1) 在CO2或太阳强迫发生后的第1个月,3个试验陆地平均温度有明显变化,4%Solar试验主要通过增加的太阳辐射直接加热地表,使地表温度逐渐升高。而增加的CO2不仅通过辐射效应加热大气使地表接收到的长波辐射增加,还通过气孔效应抑制植被的蒸腾作用减少地表向大气的潜热输送,低云云量减少,地面接收到的太阳辐射增加而使陆地升温。因此在短时间尺度上,4×CO2试验中的地表温度变化比4×CO2 atm试验明显。
(2) 达到准平衡状态时,4倍CO2浓度和4%太阳辐射强迫对全球平均温度的改变基本一致,但在4%Solar试验中全球平均降水的变化与4×CO2试验差别很大,气候系统对外部强迫的响应是快慢响应之和,这种差异主要体现在快响应阶段,产生差异的原因主要和4×CO2试验中大气垂直温度梯度以及植被的蒸腾作用有关。在4×CO2试验中,在短时间尺度上,低层大气温度变化高于海洋表面的增温,海洋上空温度梯度增加,抑制了海洋地区的蒸发和降水。而陆地地区由于CO2的气孔效应抑制了植被的蒸腾作用,陆地向大气的水汽输送减少;在长时间尺度上,CO2的辐射效应使全球地表温度逐渐升高,地面向大气输送的水汽不断增多,因此4×CO2试验降水量先减少后增加。4%Solar试验中增加的太阳辐射属于短波辐射,相对于CO2强迫引起的长波辐射吸收,大气对短波辐射的直接吸收较少,因此,太阳辐射直接加热地表,这有利于蒸发和降水,使降水一直处于增加的趋势。
研究气候系统对太阳辐射强迫和CO2强迫的响应对气候系统的影响不仅可以更加深入认识CO2和太阳辐射强迫对气候系统影响机制,还可以预测未来气候的演变。本研究利用HadCM3L模式对气候系统在4倍CO2和增加4%的太阳辐射强迫下进行预测和模拟,只是一个模式的模拟结果,还需要更多的气候系统模式的模拟结果进行对比。本文主要分析了气候系统中温度和水循环对外界强迫的响应,还有一些变量没有进行深入分析。在未来的研究中,将继续研究分析气候系统中辐射通量等的变化,深入探讨气候系统的演变。
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