物理气候对人为气候强迫减少的响应外文翻译资料

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物理气候对人为气候强迫减少的响应

Arindam Samanta* and Bruce T. Anderson

Boston University, Boston, Massachusetts

Sangram Ganguly

BAERI/NASA Ames Research Center, Moffett Field, California

Yuri Knyazikhin

Boston University, Boston, Massachusetts

Ramakrishna R. Nemani

NASA Ames Research Center, Moffett Field, California

Ranga B. Myneni

Boston University, Boston, Massachusetts

摘要：最近的研究表明，由于未来一个世纪温室气体排放增加而导致的气候变暖系统在这些排放已经停止之后仍将会持续数个世纪，这主要是因为大气中二氧化碳(CO ₂ )浓度持续升高和随之而来的辐射强迫。就算大气CO₂浓度恢复到1990年的水平，气候系统其它部分包括那些与格陵兰岛和南极冰盖、大西洋温盐环流，西非季风、生态系统和人类福利有关的部分对此的响应是否是可逆转的还是未知的。在这里，作者采用当前一代的数值预报模型做了一组简单的实验，研究物理气候系统对CO₂浓度伴随一个初始增加后的减少的响应。结果表明，气候系统的许多特征，包括全球气温、降水、土壤水分、海冰，随着CO₂浓度下降恢复了。然而，地球系统的其他组成部分可能仍表现出非线性迟滞。例如，在这些实验中，平流层水汽增加最初是由于CO₂浓度增加导致的，在CO₂浓度恢复之后仍然维持原状。这些结果表明，在应对人类引起的全球气候变化的额外的阈值行为识别的重点应放在整个地球系统的部分上，包括冰雪圈、生物圈、化学作用方面。

关键词：强迫；反馈；气候

1. 介绍

越来越多的人们认识到当前和未来的温室气体（GHG）排放使全球气温上升有一个显著的可能性并同时使气候变化——高于2°C（Parry 等.2009），这很可能导致重大的、危险的物理、生物和社会经济影响（Parry等.2007）。相对于前工业化时代，国际社会目前正在努力减少这些未来的温室气体的排放，并把这作为限制人类引起全球温度上升到2°C的一种手段（欧盟委员会2005）。然而，这些被提议的努力的效果还是未知的，因为除了一些少数的研究（例如Nakashiki等.2006;Tsutsui等.2007;Matthews和Caldeira.2008;Lowe等.2009;Solomon等.2009),没有足够的证据表明伴随任何大气温室气体浓度的减小，人类对气候变化的干预（Solomon等.2007)或影响(Parry等.2007）会被逆转或减轻。

要明确研究气候系统对温室气体排放的浓度减少的反应，我们用耦合的大气–海洋环流模式（GCM）进行了一个简单设置的实验，实验中的二氧化碳（CO₂）的浓度从350增加到700 ppmv（百万分体积比）然后下降回350 ppmv（图1a）。350 ppmv的CO₂浓度是期望达到的稳定水平（Hansen等.2008）并大致对应了由京都协议和政府间气候变化专门委员会（IPCC）的特殊排放情景报告（SRES）（Solomon等.2007）通过的基于1990年的CO₂浓度（355 ppmv）。350ppmv二氧化碳浓度的增加对应一个3.6W·m^-2的辐射强迫，这是除了主要的减排之外，在二十一世纪可以完全预期到的，人类行为对大气辐射活性化学成分的贡献（Solomon等.2007）。我们认识到，除非固碳技术有重大的进步，这样的CO ₂的下降率是不现实的（Metz等.2005）；然而，正如其他人所调查的那样，这个实验可以帮助我们在分离与大气CO₂浓度的长期衰减相关的非线性辐射强迫的情况下，确定气候系统的非线性响应（Matthews和Caldeira.2008;Lowe等.2009;Solomon等.2009)。

图1 （a）在实验运行时使用的CO₂浓度。来源于同一模型但CO₂浓度固定在350ppmv（运行控制），相对于100年平均值的集合平均气候变量的变化。（b）年平均地表温度（°C），超过全球平均（红色）、海洋（洋红色），和北半球温带陆地表面（橙色）。（c）年平均降水量（毫米/天；浅绿色）和土壤水分（毫米；深绿色）。（d）夏季平均海冰分数覆盖率，包括7月~9月60°~90°N的北冰洋（%；浅蓝色）和1月~3月60°~90°S的南大洋（南极洋）（%；深蓝色。也显示了每个变量100年控制运行输出plusmn;2的标准偏差（竖条信号），估计使用了1000个（100年）样本的引导抽样方案。

1. 模型与实验

我们使用国家大气研究中心第三版的大气模式（NCAR CAM 3.0）。这种模式包括一个完全动态的大气模型（CAM 3.0），其与一个互动的陆地模式[通用陆面模式（CLM）3.0]、海冰热力学模型和板块海洋模式（Collins等.2006）。大气模式（CAM 3.0)和陆面模式（CLM 3.0）是第三版通用气候系统模式的一部分（CCSM3;Kiehl等.2006）。这一模式配置在针对给定的强迫获得代表气候模态的同时，还允许较短的平衡时间（Kiehl等.2006）。因此，与此相似的耦合大气海洋环流模式的板块海洋版本被用于各种气候敏感性研究中（例如，Kiehl等.2006;Gregory和Webb.2008；Bala等.2008)。

我们执行了（1）一个150年的CO₂浓度固定为350ppmv的控制运行和（2）三个暂态集合运行，并对每个暂态都进行了初始化控制运行，按照每五年变动25ppmv的频率将CO₂浓度从350上升到750ppmv（上升期）然后下降回到350ppmv（下降期）（图1a）。在那个阶段，CO₂浓度在接下来的30年里固定在350ppmv（图1a）。这三个暂态的初始化间隔是1年，以便包含它们的年际变化。这些模拟分别各自在控制运行第13、14和15年开始。所有模型的模拟在T42光谱截断上执行（~2.8°times;2.8°水平分辨率），从表面到大概3hPa上有26层的垂直延伸。气候变化对CO₂浓度强迫的响应被计算为取自暂态模拟的集合平均值与来自控制运行的100年（21到120年）平均值之间的差异。

1. 结果

从模型系统的预测表明，全球年度平均表面温度在700ppmvCO₂浓度下与对照相比高2.3°C（在高纬度地区是3.4°C）（图1b）。全球平均降水量大概以每天0.14毫米的速度增加（图1c）。在夏季海冰范围的损失在北极约为30%和在南极约为55%（图1d）。虽然由于缺乏海洋和海冰动力学，这个模型系统可能低估了海冰的变化，但温度和降水的变化与目前文献报道的一致（详见A1B方案，Solomon等，2007；Kiehl等，2006）。我们进一步发现，当CO ₂浓度从700下降到350 ppmv，温度和降水的回归到了它们的初始水平并这样持续了30年。变暖的放大在高纬度地区也消失了。南北半球的土壤水分和夏季海冰范围在这30年期间也恢复了（图1c和1d）。

总体而言，数值模型模拟的物理气候系统表明全球气候参数——温度，降水，土壤湿度和海冰在CO ₂浓度返回到初始值后也返回到了初始值。为了更好了解物理气候系统的拟线性反应来增加和减少CO ₂浓度，我们研究在CO ₂浓度变化的时间尺度上，包括地表反照率（积雪和海冰）、云、水蒸气/失效率和辐射冷却，与突出的反馈机制相关的指标。为了显示地表反照率的影响，我们计算了由行星反照率对地表反照率的依赖调制和乘以太阳辐射（如Qu和Hall，2006）的北半球温带的春季地表反照率的变化，并绘制它随全球平均地表温度的变化（图2a）。总体而言，有一个线性下降（增加）的反射入射的太阳辐射伴随一个增加（减少）的表面温度（在这里相关的反馈作为一个吸收辐射的正增加）。北半球积雪的线性行为覆盖是由于强烈的热力学耦合与表面温度（Hall ，2004）在气候系统升温和降温（下降）阶段。云反馈是通过量化的云辐射强迫的变化的估计（Cess等，1996），这是一个衡量云在大气层顶（TOA）辐射平衡的影响的方式。云的净效应是要冷却模拟气候系统（Kiehl等，2006），同时在温暖的气候条件下的冷却降温，在寒冷的气候条件下减少冷却（图2b）。总而言之，云的辐射强迫用表面温度调整准线性。

利用Forster和Taylor（Forster和Taylor，2006）的方法，可以估算出晴朗天空的反馈和Gregory和Webb（Gregory和Webb，2008）基于短暂晴朗天空短波的分开估计[SW;方程（1a）]和长波[LW;方程（1b）]大气顶辐射收支：

是全球平均晴天SW(LW) 气候响应（等同于反馈强度）；是相对于控制运行的100年平均值的全球年度平均TOA晴天SW(LW)流量变化（参见第二节）；是年全球平均SW(LW)瞬态强迫。根据Forster和Taylor的理论，我们可以将年平均SW(LW)瞬态强迫估计为：

其中f是我们模型的2times;CO ₂（300-750ppm)网格（平流层）校正了晴朗天空强迫（3.75W·m^-2）为辐射强迫估计（3.7W·m^-2）（Myhre等，1998）。在暂态模型仿真中，C是时变大气CO ₂浓度，C_O是控制CO ₂浓度（350ppm）。

解决 的问题，我们可以计算晴朗天空SW和LW的反馈的强度（图2c和2d）。与反照率一致，晴朗天空SW反馈是正反馈。相反，晴朗天空LW反馈是负的，这其中包括来自于一个有水蒸气/气温递减率变化正反馈的较暖大气中出现的、黑体排放增强的负反馈，这与类似研究得到的结论一致（例如，Gregory和Webb，2008）。更重要的是，与地表反照率和云辐射反馈一样，晴朗天空SW和LW反馈跟随地表温度线性变化。

1. 讨论

以上，我们发现，突出的全球规模的辐射反馈机制与雪-冰反照率，云，和晴朗的天空条件在辐射强迫方面都显示了准线性响应的变化。然而，进一步调查表明个人辐射通量的变化不一定显示出准线性现象。特别的，发射出的晴朗天空TOA长波通量随着温度线性增加，在全球气温下降时仍然保持高值，出现一个非对称的时间轨迹（图3a）。虽然这种不对称的反应并不一定影响全球平均表面温度（见图1；同Bonyetal,2006;Stuberetal,2001)，也表明在全地球系统的某些组成部分，可以看到CO ₂浓度回归到现有水平的非线性滞后。在这里我们研究了TOA晴空长波成分更多的细节。

图3（a）全球年平均输出的TOA晴空长波通量（W·m^-2），作为全球年平均地表温度（K）在（100年）控制运行（灰色）的函数，在图1a中显示了上升阶段（红色）和下降阶段（蓝色）的CO ₂浓度。（b）全球年平均比湿的百分变化率的高度（气压）—时间廓线。虚线标记了CO ₂浓度固定在350ppmv的年份。（c）全球年平均平流层（3.5—70hPa)比湿平均超过50°—90°N（三角形）和50°—90°S（圆形），作为（100年）全球年平均地表温度控制运行的函数（灰色和黑色），在图1a中显示了上升阶段（红色）和下降阶段（蓝色）的CO 2浓度。（d）年平均低层平流层（70hPa）比湿平均超过50°—90°N（黑色）和50°—90°S（深绿色）。（蓝）点线标记了从700ppmv开始的CO ₂浓度减少的年份。阴影部分表示CO ₂固定在350ppmv的时段。同时表示了年平均低层平流层70hPa）比湿平均超过50°—90°N（黑色）和50°—90°S（深绿色）100年控制运行输出的plusmn;2的标准偏差（垂直线条），预估使用了有1000个样本（100年）引导方案。

向外发出的长波晴空辐射通量的变化是由于水蒸气和气温递减率发生了变化。从对流层到低层平流层（未显示）的温度线性变化排除了递减率廓线的非对称性贡献。此外，在对流层中的水蒸汽的变化是对称的（图3b）。然而，在平流层中的水蒸汽，特别是在高纬度地区，

变化成了非线性（图3b），导致TOA向外发射的晴空长波通量的不对称演化。在变暖的高峰期，平流层的水蒸气增加约15% - 20%（10% - 12%）在北部（南部）纬度（图3c）。平流层的水汽收支由穿越热带平流层入口区和高纬度下部控制（Holton等，1995）（我们的实验排除了任何甲烷氧化的情况；Le Texier等，1998）。在CO ₂浓度上升过程中，热带冷点温度增加（CPT,未显示）（例如，Oman等，2008）和Brewer-Dobson循环的加速两者结合（例如，Butchart等，2006；McLabdress和Shepherd,2009）导致热带对流层附近的水蒸气的汇入增强和随后在平流层中增强。

在CO ₂浓度的下降阶段，有一个线性下降

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