暖性对流云核心和边缘区域过程的竞争-从促进到抑制外文翻译资料

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暖性对流云核心和边缘区域过程的竞争-从促进到抑制

G.Dagan, I. Koren, and O.Altaratz

摘 要

气溶胶的总量与性质的改变是如何影响暖云变化的？最近的研究存在着相反的结论。一些研究表明随着气溶胶浓度的增加会导致更强的蒸发产生尺度小的云，然而其他一些研究则认为气溶胶浓度的增加则对云发展具有促进作用。此次研究我们利用轴对称分挡云微物理模式，基于对暖云在不同气溶胶浓度与环境条件下演变过程的分析，提出了一个理论框架来解释这一相反的结论。

对于主要过程的研究与分析显示暖云对于气溶胶浓度增加的响应存在着不同的趋势。当环境从清洁变化到轻度污染时，会形成含水量更多的深对流云。当这一变化趋势持续到一个最佳浓度时（N_op），会使云的含水量达到最大。因此，对于任何气溶胶浓度小于这一最佳浓度（N_op）的云，形成时会包含相对较少的含水量，通常被认为是受气溶胶限制的，相反对于那些浓度大于最佳浓度的云边缘区域过程，类似夹卷与蒸发过程的增强会导致云发展受到抑制。我们发现Nop是与热力条件（温度与湿度廓线）相联系的一个变量。通常，容易形成深对流云的廓线意味着更大的N_op, 相反对于浅对流云来说，N_op对应着清洁程度的气溶胶量。

这一变化趋势的转变，通过引入最佳浓度N_op，可以帮助我们将数值试验与观测相矛盾的结果联系起来。卫星观测资料观测到都是体积较大的云（大N_op），因此主要表现为气溶胶的促进作用，而模式研究的云通常是尺度较小的对流云N_op值很小，因此通常气溶胶的浓度增加对于云来说起到的是抑制作用。

1 引言

云在地球能量平衡和水循环中都起着非常重要的作用（Baker and Peter 2008）。云的一些宏观特性（水平与垂直尺度）和微物理特性（液水质量LWC，粒子大小、形状、相态）决定着云与电磁辐射之间的联系。由于云类型、性质与微物理过程的复杂，云在气候的研究中具有很大的不确定性（Forster et al., 2007; Boucher et al., 2013）。为了更好地理解云在当前气候系统所扮演的角色以及在不同气候变化背景下预测其演变规律，我们必须加深对这些复杂过程和环境因素是如何影响云性质这一方面的理解。

气溶胶通常充当着云粒子形成的初始凝结核（CCN）以及冰相粒子的冰核（IN）。理论上，没有气溶胶存在的清洁大气是没有云的存在的（Reutter et al., 2009; Koren et al., 2014）。云凝结核的存在能够减少云滴核化过程所需的过饱和度来使其更易核化，如果没有凝结核的存在，仅仅通过同质核化，只有在过饱和度超过百分之几百时核化才会发生。然而，有了云凝结核的存在，只需要1%的过饱和度就能发生异质核化。（Wilson, 1897; Pruppacher and Klett, 1978）。气溶胶的谱分布以及化学性质的变化决定着云滴初始数量和其尺度分布。污染空气相较清洁大气初始会有更多更小的云滴，其尺度分布也相对较窄。（Squires, 1958; Squires and Twomey, 1960; Warner and Twomey, 1967; Fitzgerald and SpyersDuran, 1973; Twomey, 1977）。

云滴初始谱分布的变化（由于气溶胶浓度的变化）会影响这些过程中的关键过程以及之间的相互作用。当总的液水质量（或体积）给定时，小粒子群总的表面积更大，因此，凝结过程在同等的过饱和程度下会进行地更有效（在更短的时间里消耗过饱和度）（Pinsky et al., 2013; Seiki and Nakajima, 2014）。另一方面，在未饱和条件下（主要在云边缘区域），更小的云滴蒸发更快的同时也会增强云与周围干空气之间的混合过程通过蒸发冷却产生的下沉气流（Xue and Feingold, 2006; Jiang et al., 2006; Small et al., 2009）。这两个过程在云内部不同区域和其周围由于相对湿度的不同会产生一个有趣的竞争。碰并与降水过程同样会因为这一云滴初始谱分布的变化而改变。在污染大气中碰并过程的发生具有滞后效应（Gunn and Phillips, 1957; Squires, 1958; Warner, 1968; Albrecht, 1989）。这些微物理过程与动力过程一起发生在气溶胶对于云生成起到促进作用的条件下（高气溶胶浓度产生更深、更大、具有更多液水质量的云）（Andreae et al., 2004; Koren et al., 2005; Rosenfeld et al., 2008; Tao et al., 2012; Fan et al., 2013）。降水，作为云反馈的最后产物同样受到气溶胶浓度变化的影响。（Levin and Cotton, 2009; Khain, 2009; Koren et al., 2012）。

不同于具有简单物理意义的Twomey 效应（LWC给定，气溶胶浓度的增加伴随着液滴数量增加以及液滴平均尺度的减小）（和增强云的反射性；Twomey, 1977）。气溶胶的促进作用通常是一系列反馈的结果（气溶胶浓度变化使得云滴初始尺度发生改变）。因此，这一效应也可以通过不同的形式进行表达，例如云总质量或云厚度体积的增加（(Koren et al., 2005; Rosenfeld et al., 2008; Tao et al., 2012）。此次试验中我们主要利用云的总质量来体现气溶胶对于云的促进效应。

当前，尽管一些导致云发展的主要因素（例如：凝结效率的增加、下落速度改变、收集过程开始的滞后）（Pinsky et al., 2013; Seiki and Nakajima, 2014; Koren et al., 2014; Rosenfeld et al., 2013; Khain, 2009）都被证实对暖对流云发展具有非常重要的作用，但是气溶胶浓度增加对于云宏观特性的总的效应依旧没有定论，当前存在着对立的结果。一部分观测研究表示气溶胶对于云发展有促进作用。Kaufman et al. (2005) 发现在热带大西洋层云与积云的交换区域，在受到污染的情形下，云的水平尺度是增加的。 Yuan et al. (2011) 发现随着夏威夷地区火山气溶胶的增加，积云的覆盖面积变得更大，云顶高度也会变得更高。Dey et al. (2011) 发现在印度洋，从干净大气变化到轻微污染时，云量是随着气溶胶光学厚度的增加而增加的，但当气溶胶浓度变得更高时，云量反而是减小的。这些观测能够通过simi-direct 效应来解释（低层大气变得稳定）。Costantino and Breon (2013) 研究东南大西洋上的暖云发现云量随着气溶胶浓度增加而增加。Koren et al. (2014) 最近将“气溶胶-限制云”与促进作用联系在了一起。他们认为南边海洋上的暖对流云可以被认为是从“气溶胶-限制云” 到中等气溶胶浓度的情形，因此，伴随着浓度从清洁变化到轻微污染会产生更大范围的深对流云。与之相对，一些观测研究例如Li et al. (2011), 研究了美国南方广阔平原上空的暖云，发现气溶胶并对于云顶高度不会产生影响。

关于气溶胶对暖云影响的数值试验研究则发现气溶胶浓度增加对云没有影响或是抑制作用。Jiang and Feingold (2006) 发现气溶胶浓度增加会产生降水减少的浅对流云。但是云的LWP、云量、云的厚度都没有明显的改变。Xue et al. (2008) 发现气溶胶增加导致更小的云，降水也受到抑制作用。Jiang et al. (2010) 发现降水单调减少伴随着气溶胶浓度的增加。同时他们认为，对于高最大液水路径，气溶胶浓度增加伴随着一个非单调变化的表面降水率的变化。Seigel (2014) 发现污染情形下，云和云核心区尺度减小。污染云的收缩主要是又有云边缘区域夹卷所引起的蒸发的加强。同时，他也发现在污染情形下云核心区的下落末速度会变得更大。

深对流云和降水对于气溶胶性质变化的敏感性主要依赖于环境的特征 （Seifert and Beheng, 2006; Khain et al., 2008; Lee et al., 2008; Fan et al.,2009）。

Seifert and Beheng (2006) 研究了垂直风切变和对流有效不稳定能量（CAPE）是如何影响云的最大垂直速度以及表面的降水量。当不稳定能量高和风切变小时，更高的气溶胶浓度会促进云的发展。而当不稳定能量小和风切变很强时，气溶胶则起到抑制作用。Fan et al. (2009)发现深对流云在强风切变情形下，其蒸发冷却作用远大于气溶胶浓度增加所引起的凝结释放潜热增加，云发展受到抑制。相反情形（弱风切变和相对清洁情形），浓度增加引起的潜热释放增加则会促进云发展。这一情形适用于浓度未达到最佳气溶胶浓度，反之一旦气溶胶浓度超过最佳浓度，更多气溶胶的存在会导致云发展受到抑制。

现在，我们利用一个简单的云模式来研究在不同环境条件下气溶胶浓度增加是如何影响暖云的。具体来说，我们研究了其中一些主要过程（凝结/蒸发、碰并过程、降水、拖曳以及夹卷）随时间演变的规律。这一简单云模式已被证明是能够体现整个云尺度的动力过程，但却不能用来解释一些更大尺度的过程例如：云的自发组织和云对于环境的反馈作用（Lee et al., 2014; Seifert and Heus, 2013）。然而，我们此次研究所需要的一些微物理和动力过程，这一模式都能很好地体现。

1. 方法

本文采用能有效模拟云各微物理特性的特拉维夫大学的轴对称（1.5-D）非静力云模式（TAU-CM）（Tzivion et al., 1994; Reisin et al., 1996）。暖云微物理特性主要包括CCN的核化、凝结和蒸发、碰并破碎（Low and List, 1982; McTaggart-Cowan and List, 1975）以及沉降。采用了一个多矩分档微物理方案（Tzivion et al., 1987）。模式水平与垂直分辨率均为50m，时间积分步长为1s。轴对称网格分布能有效描述垂直和经向方向的移动，但也限制了一部分其在描述动力过程时的能力。

表1. 总结9种不同初始大气状态下云层的逆温层高度和相对湿度的标记。底下部分为逆温层的温度。每一条廓线是由10中不同程度气溶胶浓度（5,25,125,250,500,1000,2000,3000,4000和1000cm^-3）模拟所得.

图1.3种初始大气状态的环境廓线;T1RH1（黑色）T2RH2（红色）T3RH3（绿色）.实线为温度廓线，虚线为露点温度.本文总共使用了9种不同初始条件.

为了能够更好的理解环境因素的影响，初始条件我们采用9种不同的热带潮湿环境理想大气状态廓线（Garstang and Betts, 1974）。0～1000m为云下混合层，条件不稳定云层分别位于1000和4000m(T1)、3000m(T2）、2000m (T3)，顶层为云顶逆温层。我们假设3种不同温度廓线分别对应着95%（RH1）、90%(RH2）和80%（RH3）的相对湿度。我们用类似T1RH1或T1RH2来表示不同的温度和湿度情形。表格1列举了所有9种不同的初始条件。所有廓线相对湿度高于逆温层均为30%，逆温层每上升50米增加2度。图1展示了3种不同的初始条件T1RH1、T2RH2和T3RH3。这些设计有利于我们尽可能全面地去研究在不同环境情形下，暖云是如何响应气溶胶变化的（包含非常高的相对湿度）以及消除真实探空资料中温湿廓线中的小扰动的影响。基于最深对流云的云顶温度约为-10℃，因此我们需要考虑浅混合态层的存在。由于暖云过程在深对流云中主要充当冷云过程的初始和边界条件，进一步研究暖云和混合相对流云之间的边界能够有效提高我们对于气溶胶如何影响深对流云的理解。对每一初始场都采用十种不同程度的气溶胶浓度（5-10000cm^-3）进行模拟。背景气溶胶谱分布我们选取类似于海洋清洁环境的情形（Jaenicke,1988;见补充图1），气溶胶由NaCl组成。在清洁情形下（5,25,125和250cm^-3），为了获得所需的浓度，我们将背景海洋谱分布（～290cm^-3）除以一个常系数（谱分布形状保持不变）。在污染情形下（500,1000,2000,3000,4000和10000cm^-3），为了能够体现人为污染，我们在背景态基础上加以一个对数正态尺度分布从0.012～0.844mu;m（补充图1为背景海洋气溶胶和两种污染情形的谱分布）。为了降低试验复杂性，我们通过限制气溶胶尺度小于1微米来避免巨凝结核（GCCN）的影响（Feingold et al., 1999; Yin et al.,2000）。对流初始为一底层网格区域里温度为3℃的小热泡。

分析不同环境情形下，气溶胶对于对流云的影响及理解其中主要云内过程需要对大量不同类型的云进行模拟。但是，当我们关注每种情形下所有过程随时间的演变规律，其所需处理的数据量是巨大的，为了能够在降低试验的复杂性的同时依旧能够把握住最重要的过程，我们主要关注云演变过程中最主要的过程例如：凝结/蒸发、碰并、降水、拖曳以及夹卷过程。

3. 结果与讨论

首先我们认为所模拟云的大部分特性都与气溶胶浓度变化相关。

图2给出了气溶胶影响下总云质量随时间的演变规律，每一

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