Transcript 第3讲
第3讲 气候变化的主要物理、 地球化学过程 目录 • • • • 物理过程 地球生物化学过程 气候的敏感性 气候的反馈过程 物理过程 温室气体排放情景 碳循环模式 甲烷模式 氧化亚氮模式 卤碳模式 四种温室气体浓度 辐射传输模式 气溶胶强迫 总辐射强迫 大气圈 全球平均温度 气候模式 海洋热膨胀 冰雪圈 海平面上升 生物圈 水圈 全球平均温度是衡量全球气候变化 的主要指标 全球气候变化中包含的三个主要物理问题： （1）全球辐射平衡和温室效应；（2）大 气中的波动和振荡与气候的内部变率；（3） 大气的混沌特性与气候的可预报性。这三 个问题贯穿了全球气候变化的主要方面， 是认识和了解气候变化本质的科学基础。 全球辐射平衡和温室效应 太阳辐射是驱动地球上所有天气和气候现象的能量来源。 由图1可见，就全球和年平均而言，有343W/m2的太阳辐射 （又称短波辐射）入射到大气顶，但其中三分之一 （103W/m2）被云层和地表面又反射回太空，因而只留下 240W/m2被地球的气候系统所吸收。大气本身对太阳辐射 的直接吸收很少，大部分被陆面、海洋、冰面所吸收，使 它们温度升高。为了维持地球的气候长期不变，根据辐射 平衡的原理，地球作为一个黑体（严格说应为灰体）被地 表和大气吸收的太阳辐射必须在大气顶被地球自身放射的 红外辐射（又称长波辐射）所平衡，其量值也应该是 240W/m2。这种情况下，地球系统由于没有任何净能量输 入，则能保持地球气候状况（主要由全球地表平均温度表 征）不变。因而全球辐射平衡是维持稳定地球气候的基本 原理。 不论何种原因，如果这种平衡一旦被破坏，则全球辐射平 衡不能维持，地球系统将获得或损失能量，从而导致地球 气候的变化。破坏全球辐射平衡可以有两种方式：一是入 射到大气顶的太阳短波辐射量发生了改变，它主要由太阳 活动本身的变化或太阳常数的变化引起，也可以由地球围 绕太阳公转的轨道参数（偏心率，进动和倾斜角）变化引 起（即米兰科维奇循环），也可以是大气中的云层覆盖面 积或大气气溶胶颗粒物含量发生了变化，从而使反射的太 阳辐射量发生了变化（用反照率表示）。这些变化是引起 气候自然变化的主要原因之一。它可以影响不同时间尺度 的气候变化。 二是射出长波辐射的变化。能够影响地球射出长 波辐射向外空传输的主要因子是大气中的水汽， O3和温室气体等。它们能捕获或拦截地球和大气 向外射出的长波辐射，使射出的长波辐射减少， 从而破坏了全球辐射平衡。由上可知，能够改变 大气顶净辐射或使辐射平衡发生扰动或破坏的任 何因子都可以引起全球气候变化，它们被称为辐 射强迫。实际上，全球气候变化是对辐射强迫的 响应，通过这种响应过程，地球系统改变自身的 气候状况，以重新恢复原来的或建立新的全球辐 射平衡。 图1a 大气顶的全 球辐射平衡简图。 太阳辐射的净输 入必须被地球的 净红外辐射输出 平衡（240W/m2）。 入射太阳辐射的 三分之一被反射 回太空 （103W/m2），其 余主要被地表所 吸收。射出的长 波辐射被温室气 体和云吸收，使 地球比没有温室 效应时要高33℃ 左右（IPCC， 1995）。 图1b 地球全球能量 平衡简图（新）注意 各分量的图有一些 不同，主要是大气吸 收了67w/m2的太阳能， 这是由于气溶胶和云 增加造成 在这个过程中，由于气候系统中各圈层响应的快 慢不一样，其所表现出的气候变化状况就不一样， 大气的对流层和海洋响应较慢，因而它们在几十 年之后才可能表现出明显的气候变化；而平流层 大气响应快，一般在一个月左右就可发生明显的 变化。正的辐射强迫可使地表温度上升，导致全 球变暖，负的辐射强迫（如火山爆发）使全球变 冷。应该指出，辐射强迫的计算是研究气候变化 原因和预测气候变化的一个关键。 温室气体的增加通过温室效应可以 影响全球气候变化。 人类对温室效应的认识大致经历了三个阶段 ： • 一个世纪以前，马里奥 、桑修、富里叶 、普里 、泰德 先后证明了温室气体产生人工增暖的能力， 以及大气中 微量的温室气体对地球温度变化的特殊作用 • 在19世纪后期以及以后的50年中，阿尔赫尼斯 ，兰利和 伍德 ，卡伦德尔 ，阿尔曼 ，普拉斯 ，威拉和瑞斯 先 后开展了对温室气体增暖效应的定量计算和预测 • 1957年在夏威夷的蒙纳罗亚和南极建立了CO2测量站，并 以精确的测量结果表明，大气中的CO2浓度确实在不断地 增加，由此揭开了近代全球气候变化研究的序幕。特别应 该提及的是基林（G.D. Keeling）在20世纪50年代对于 CO2的系统测量和分析工作。 为什么由温室气体造成的温室效应可以引起 全球气候变化呢？ 地球大气中，除了含有占99%氮、氧以外还含有其它少量的微量气体 如CO2，CH4等以及云，水和尘埃等，根据基尔霍夫定律（Kirchoff定 律），大气中的一个气层如果吸收辐射，它也在同一频率下，正比于 吸收再以自己的温度放射出辐射。因而大气中 上述这些微量气体和 水汽、云等在吸收大气与地表发射的长波热辐射的同时，也以自身的 温度向外空放射出热辐射。在大气高层的这些气体、水汽与云，由于 其温度比地表低得多（大气中的气温从地表到对流层顶（平均约12Km） 平均以6℃/Km下降，因而在5-10Km的高层大气，比地表冷30-50℃）， 发射的热辐射量比较小，因此这些高层的温室气体吸收了大量或全部 （看作黑体）由地表和低层大气发射的长波辐射，但向外发射了比其 吸收小得多的长波辐射。这比没有这些水汽与温室气体情况下的大气 损失于外空的热辐射要小得多。因而这些温室气体的作用犹如覆盖在 地表上的一层棉被（即被毯作用），棉被的外表比里表要冷，使地表 热辐射不致于无阻挡地逸向外空，从而使地表比没有这些温室气体时 更为温暖。从辐射传输的观点看，也可以认为是增加了中、上层大气 中温室气体、水汽、云等向下放射的长波辐射，使地表和近地面空气 增温。由上可见，地球上如果没有温度随高度减小的温度垂直分布， 就不会有温室效应。 大气CO2吸收带能否饱和？ 温室气体和水汽对红外辐射的吸收是在不同的光谱带发生 的。整个吸收谱相当复杂，如温室气体中最重要的二氧化 碳（CO2）其吸收带有15μm，10μm，5.2μm，4.3μm以 及2.7μm和2.0μm，其中最强的是15与4.3μm两个吸收带。 在气候变化的研究过程中，曾有人认为大气CO2吸收带已 经饱和，因而温室效应已经达到饱和，即使将来CO2浓度 再增加也不会产生明显的温室效应。但事实并非如此，许 多红外光谱与大气辐射的研究表明，CO2的吸收作用或温 室效应在15μm的中心波段确实已经达到饱和，但在CO2整 个吸收区间（14-18μm）（尤其是中心峰值的两翼）以及 其它吸收波段（如10μm，5.2μm等）远未达到饱和，最 近的将来也不会达到饱和。 不论地表和大气内部的物理过程如何复杂，进入与离开大气 顶的辐射能量之间必需保持平衡。 前面已经指出，在有云的大气中，进入大气的净太阳辐射 为240w/m2，则射出的长波辐射必需也有这个量。这种平 衡一旦被破坏，它可以通过地球表面温度的升高来恢复平 衡。由于大气成分中存在着自然产生的温室气体、云和水 汽，通过它们产生的正辐射强迫和温室效应，即自然的温 室效应可使地表增暖，温度比没有这些温室气体和水汽条 件下的大气上升了33℃，即从-19℃（雪球）上升到14～ 15℃。这是地球上适合生命存在的温度，可以说，没有自 然的温室效应，生命就难以维持。火星与金星上有类似的 自然温室效应，但由于CO2含量和温度与地球不同，它们 最后达到的平衡行星温度不是太高就是太低，不适合生命 的存在（图3）。 图3 说明行星温室效应的概略图。虚线是水的相态曲线。阴影为液态水 处于平衡中。对火星和地球，温室效应在水汽与相对于冰面或水面达 到饱和时中止。而对于金星，则是失控的温室效应，水汽不断蒸发， 正反馈使温室效应不断上升，可达到 400-500℃（Houghton，1995） 现代全球气候变化的原因从物理上讲，除了自然的外强迫因 子像过去历史时期和地质年代继续影响地球的气候外，还增 加了由于人类活动因素造成的影响 随着人类活动引起的温室气体排放的增加，这种人为产生 的强迫作用可能会不断增强。气候模式的模拟和预测表明， 它的作用在将来可能会超过自然的因素，使地球的气候不 断的变暖，至少在21世纪人类将进入一个更加变暖的世界 （图4）。得到这个结论的科学基础就是近200年大气中温 室气体和地球温度不断增加的事实与温室效应的物理原因。 图4 各实线分别表示A2、A1B和B1情景下的多模式全球平均地表 变暖(相对于1980至1999年平均)，并作为20世纪模拟结果的延 续，阴影区表示各模式年平均值的正负一个标准差区间。橘红 色线表示将控制在2000年浓度水平上的模拟试验结果，右侧的 灰色条表示最佳估算值（各条中间的实线）和六个SRES标志情 景可能范围的温度预测结果 大气内部变率与大尺度波动 在近百年气温的线性上升趋势上还迭加着不规则的脉动变化，迭加在 气候变暖趋势线上的冷暖异常期被称为气候脉动或气候变率。这种气 候变率具有不同时间尺度和空间尺度。它们形成的原因与外强迫或温 室气体增加引起全球气候变化不同，主要是由大气内部的变率和气候 系统各圈层之间的耦合变率造成，统称为气候的内部变率。这种变率 本质上由大气波动的形成，传播，振荡和不稳定发展造成（图5）， 它们不但可以通过波能的传播或波导影响下游的天气气候异常，而且 可以发生定常性传播，使一个地区的天气或气候异常传播到很远的地 区（即大气遥相关）。另外，在耦合强迫或人类活动产生的气候变化 背景下，大气中出现大尺度静止性振荡，表现为此起彼伏地翘翘板形 式的变化。这种现象被称为大气涛动。它们可形成优势的气候异常模 态。它们也是大气波动变化的一种形式。能够产生天气变化和气候异 常的大气波动最主要的是大尺度行星波，其次是重力波，声波的作用 可以忽略。在地球上大尺度行星波的波长一般在几千公里到一万公里 左右，其最简单的形式就是罗斯贝（Rossby）波。 大尺度大气波动能够通过下列五 种方式影响气候异常和气候变化 1、罗斯贝波波动的传播和能量频散与扰动的发展 2、定常波的波导与大气遥相关 3、大气振荡和优势环流型式 4、波动能量的垂直传播与平流层对气候变化的影响 5、热带行星波的传播及其对中高纬天气气候的影响 （图5－16） 大尺度罗斯贝波、遥相关和大气振荡 图5 大尺度罗斯贝波、遥相关和大气振荡示意图 年代际尺度的变率 中国东部季风雨带的年代际变化 南涝北旱的降水分布 从1970年代末中国降水带发生了明显的 年代际变化，夏季主要雨带由华北1950-1970 年代，逐渐南移到长江流域和华南地区。根 本改变了中国降水分布的格局，使北方出现 了长达20多年的长期干旱。 (a) (b) 长江 华北 (c) (d) 华南 梅雨季 图6 123年（1880－2003）中国东部分区降水的变化 中国东部不同分区夏季降水的主要周期 分区 A时段（123年） B时段（54年） 华南 4, 14*, 30*, 80* 2*, 7, 30* 长江中下游 2*, 7*, 20*, 40* 2*, 7,14, 40* 华北 3, 9, 18*, 40*, 80 3*, 9, 18 长江中下游5站 (121年) 2, 7, 12, 40*, 80* 2, 7*, 12, 40* *代表超过50%信度 中国东部三个地区夏季降水的突变点检验 方法 华南 长江中 下游 华北 梅雨期长江 中下游5站 Running Test 1980, 1992 1978 1965, 1979 1978 Yamamoto et al., (1986) 1980, 1992 1979 1964, 1980 1980 Mann-Kendall (1945; 1975) 1993 1982 1975 1978 所有的突变点都超过95%的信度 1951-1978 1979-1992 1993-2004 图7 中国不同时段，夏季降 水距平百分比分布的变化。 （阴影区是正距平，相对于 1971-2000年平均值） 图8 近40年中国夏季降水变化趋势分布 （Xu et al.,2006） 15 (a) (b) Temporal amplitude 10 5 0 -5 -10 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010 Year 时间系数 空间分布 (d) 15 (c) Temporal amplitude 10 5 0 -5 -10 -15 1950 1960 1970 1980 1990 Year 图9 中国夏季降水的EOF分析（1951-2004） (a)(c): EOF1；(b)(d): EOF2 2000 2010 图10 1951-2004中国东部(107.5-130°E)平均夏季异常降水 纬度-时间剖面图。 单位: mm 图11 1870-2003东亚季风指数长期变化（IPCC,2007） 极端强降水日数变化图 图12 1951-2000年极端强降水日数变化。实心圈是 增加，空心圈是减少，圈的大小表示变化的大小。 （国家气候变化评估报告，2006） The relative roles of forced and internal decadal variability in the mid-1970s climate shift Gerald Meehl with Aixue Hu and Ben Santer A major issue for decadal prediction is how much of the signal could be forced, and how much could be internally generated For an instructive example, let’s look at the mid-1970s climate shift that could have been internally generated, forced, or some combination of both A combination of anthropogenic forcing and inherent decadal variability produced large notable climate shift from 1970s to 1980s obs (+0.63 with inherent) forced Mostly inherent (+0.45 with inherent) inherent Inherent decadal and forced patterns are not independent 图13 对地中海气候的70年周期及Meehl 的70年检测结果 Forced + inherent 大气振荡和优势环流型式 图14：上图：纬向平均风环状模（NAM与SAM距平振幅的纬度－高度剖面。单位：0.5ms－1。下 图：对流层下部的位势高度（10m间隔）左图是对南半球，右图是对北半球，所给出的位相是 高指数状态（弱极涡），低指数状坛有相反符号的距平。（Thompson and Wallace,2000） 图15 与NAO和NAM相关联的气候变化包括气压、风、降水暖色调 表明比正常暖，兰区比正常冷 波动能量的垂直传播与平流层对气候变化的影响 图16 18个弱极涡事件平均NAM指数时间－高度演变综合图。指数是 调的，彩 色区白线间隔是0.25和0.5，－0.25－0.25间未有阴影黄红色为负NAM指数，蓝 色是正NAM指数（Balduin and Dunkerton，2001） 气候的可预报性与大气运动的混沌特性 至今已发展了多种不同复杂程度的气候模式。它们是一套描述气候系 统动力和热力过程的方程组，包括了动量、热量、水汽、质量等守恒 的物理原理，另外，这些模式还包括自然的外强迫因子，以及CO2增 加产生的增强温室效应，也包括气候的内部变率。这一套方程组从物 理上看是相当完备的，因而是研究和预测气候变化的强有力工具（图 17）。 图17 耦合海气模式结构示意 图，在各部分分界面之间存 在着热量，水汽，热量等交 换。 由复杂的耦合气候模式预测的将来气候变化是否可 靠？有多大程度上是可信的？ 混沌理论告诉我们，在混沌系统中，系统具有对初始条件敏感的依赖 性，也就是系统的初始条件仅仅稍有改变，足够长时间后，系统将达 到完全不同的状态。由于初始条件总不能精确地知道，即使系统的运 动规律是严格确定的，但是人们仍无法预测系统的长期行为（确定性 混沌）。简单地说，系统是确定的，但不可预测。长期以来，牛顿动 力学被认为是高度确定性的，因而原则上可预测的。但这种可预报性 最先在1903年前后被法国数学家庞加莱所质疑，他研究了牛顿动力学 下物体运动的近似解，发现一些解并不收敛，他认识到在这些情况下， 实际解一定是高度依赖于初条件，致使实际的可预报不复存在。这种 微小差异的初始条件可导致不同预报结果的不可预报的混沌行为，在 上世纪六十年代得到了广泛的研究。并且第一次被洛伦兹（E.N. Lorenz）用于大气模式中，得到了著名的Lorenz吸引子，并形象地把 这种大气的混沌行为描绘为“蝴蝶效应”。 气候是一种混沌现象, 它的长期行为是否可预测？ • 初值决定的数值天气预报其理论可预报上限为2周，但如 果数值模式十分完善，初始条件误差很小，预报时限可延 长到3周，这可能是用确定性的动力模式方法获得有用预 报的最长时效。 • 对于月以上的气候预报如季节和年际预报，耦合强迫（如 海洋与陆面过程，包括积雪覆盖）对气候异常起着非常重 要的作用。 • 气候变化的预测不同于几周时间尺度的天气的可预报性， 后者主要依赖于初值，而前者既依赖初始条件，也依赖边 界条件或者完全依赖于边条件。 • 虽然气候本质上是一种混沌现象，表现为湍流或非周期现 象，但在有些情况下也表现出相当程度的周期性或准周期 性，这大大增加了气候的可预测性。 未来气候变化预测的发展和改进途径 由于预测结果对初始条件的敏感性，首先是要改 进全球气候观测系统，以为气候模式提供更准确 的初始场。但要做到这一点在相当长时间内是有 困难的，因而目前的解决办法是用数学方法对观 测的初值进行扰动，得到在观测和分析误差范围 之内相差甚小的一群初始值，它们代表在初始时 刻可能出现的所有观测场，其数量可达50个以上。 以后用每一初始值进行预报，最后把所有个别预 报成员用统计方法进行集合。如果各预报成员的 结果具有低离散度，则预报具有较高的技巧和可 信度。反之如果个别成员的预报相互之间有很大 的离散度，则预报技巧偏低（图18） 图18 集合气候预测的示意图。 依据十分接近的一组初始条 件制作的30天气候预测。有 些集合预报整体上表现出低 的离散度，有些则表现高度 散度，低离散度的集合预报 可用于实际的预报，它具有 更大的可信度 另一方面，气候模式并不是十分完善的，尤其是对于中小尺度（如云） 和湍流运动的描述是比较粗的，它们主要采用物理参数化方法，即以 大尺度变量表征它们的总体效应，这也会导致气候预测的误差，因而 继续改进和完善气候模式是另一方面的发展方向。由于目前各国气候 预报中心使用的模式并不完全相同，各具特点，因而也可以采用数学 方法对各种模式的预报结果进行集合，这叫做超级集合方法。但有一 个前提，就是参加模式超级集合的各气候模式一般要有较好的预报性 能。通过集合之后一方面可使模式的随机误差或噪音相互抵消以及系 统偏差减小，另一方面可突显出由耦合强迫与外强迫在模式中产生的 有用气候信号，以提高集合预报的信噪比。因而目前和将来的气候预 测是多初值与多模式集合预报系统。因而，从本质上看，气候预报演 变成一种概率预报。为了给公众和用户一个确定性的预报结果，目前 是对各成员用算术平均（等权重）或加权平均得到。这在某种程度上， 是解决作为混沌现象的气候变化的一个很好的途径 气候变化中的生物地球化学过程 气候变化中的生物地球化学过程，包括： （1）陆面过 程（植被、土壤、水）；（2）海洋生态系统；（3）碳循环； （4）反应性气体（甲烷、氮化物、分子氢、对流层臭氧和 平流层臭氧，氢氧根）；（5）气溶胶粒子及其对云，降水 和环流型影响。它与气候变化中的物理过程或物理气候系统 不同。但是物理气候系统和生物地球化学过程紧密耦合的。 气候的变化影响陆面和海洋间的大气CO2交换，CO2通量的变 化影响地球的辐射强迫，因而影响物理气候系统。近年来， 某些AOGCM模式包括有碳循环，肯定了碳循环与全球气候间 具有反馈作用。下一代AOGCM可能包括碳循环以及交互的大 气气溶胶和化学。包括碳循环的气候模式能够用人类排放而 不是假设的浓度作为输入预测时变的大气CO2浓度。 全球碳循环的模拟必须考虑图19中的过程。如图中所示， 今天的全球碳循环并不是处于平衡中，这是由化石燃料燃烧 和其它人类造成的碳排放所引起的。这些碳源必须包含在气 候变化模式中，由于人类引起的碳循环的变化与大的自然通 量相比是较小的，因而计算人类活动对碳循环的扰动是不容 易的。此外，虽然全球和年平均碳库和通量与各种来源的估 算是一致的，但其数值仍有显著的不确定性（如对通量的不 确定性达2倍以上）。另外的不确定性来自碳循环的区域， 季节和年际变化。 物理气候系统与碳循环之间的反馈可能在不同的AOGCM 碳循环模式中被表征，但差别甚大。有人得到很大的正反馈， 这由于全球变暖减少了由生物圈吸收的人类排放的碳，因而 增加了模式模拟的大气CO2。有人得到了相当弱的反馈，这 可能是不同作者对陆地生物圈的假设不同造成。有人用同一 模式得到碳循环反馈量值与物理气候系统间有正相关关系。 最近用11个耦合的AOGCM碳循环模式和同样的强 迫研究了碳循环的反馈（Friedlingstein et al., 2006）。模式一致地得到，全球变暖将减少生物圈 吸收的人类排放的碳，即造成正反馈，但反馈的量 值因模式不同而差别较大。当模式包括交互的碳循 环时，由碳循环反馈造成的另外增温在0.1-1.5℃之 间。8个模式归因于大部分反馈由陆地生物圈所致， 3个模式归因于海洋。这些结果表明，气候模式输出 对碳循环过程假设的敏感性，将来的碳循环模式耦 合物理气候模式并用新的全球遥感和地基观测资料 比较，对于给定排放情景可以给出更确定的大气CO2 浓度预测。 图19 AOGCM中全球碳循环图 大气 760 陆面 123光 合作用 GPP NPP 60植 物呼 吸 海洋 60微生 物呼吸 海表溶解性 无机物 光合 920 2土地覆 盖变化 作用 50 植被与土壤 2300 2300 1 河流 39再矿化 3 92 深海 11 化石燃料 3500 3500 圆圈中的数=储存 单位：十亿吨碳 其它数字=碳通量/年 单位：十亿吨 6化石燃料燃 烧和水泥生产 深海 37000 0.2 海洋沉积物 150 150 海冰 101 海表 海洋交换 由目前物理气候系统模式（耦合AOGCMs） 观点考虑的全球碳循环。四个方框代表AOGCM 的四个部分：大气，陆面，海洋和海冰。地 球系统模式由AOGCM演变而来，它相关的生物 地球化学循环包含在上四部分中（海冰不作 为一种碳库）。所给出的数字是1990s的平均 值。除海底沉积物埋藏了0.2PgC/年外。诸如 甲烷等小的通量（小于等于1 PgC/年）均未 给出。假定在植物和微生物呼吸间以50-50分 割。 甲烷是一种强温室气体，其大气浓度由其排放率和大气 的氧化能力决定（尤其是氢氧根浓度）。甲烷的大气浓度远 高于工业化时代之前，但近十年并无增加。这种平稳的状态 是否在将来会继续下去，对于辐射强迫有重要影响。为了解 决这个问题，AOGCM需要包括含有许多不同痕量气体与反应 速率的大气化学模式。另一突出的问题是气候与植物的水与 碳储存交互性演变。为研究此过程，目前正发展动力植被模 式，在这种模式中，植物生长是计算的，而不是先期规定的。 这包括了许多不同的过程，是一个挑战性的问题（如它使降 水预报的误差增幅）。此外，受CO2施肥的生态系统受到营 养供应的限制，如对碳循环重要的氮、磷。将来的气候—碳 模式将需要包括这些营养物。 目前少数包括这些限制性过程的模式表明，植物生长变 差以响应增加的大气CO2。在发展复杂的地球系统模式中，包 括其它已知的限制性因子，如土壤微生物对更高温度的适应 也是重要的。气溶胶模式在将来也是一个中心部分。 气候—碳模拟经常包括的是自然生态系统，而不包括人 类引起的土地覆盖和土地管理变化（如毁林和再造林）。土 地覆盖变化经常是简单地规定历史时期与将来的情景下的计 算值加以考虑。这些计算值不包括作物灌溉和施肥。许多具 有动力植被的模式并不能实际地模拟作物，它们只允许自然 植被生长。毁林，土地开垦以及相关的人类活动，至少在将 来某些AOGCM中要包含在内，这样才能更完整地评估整个人 类活动对全球气候与环境的作用。 在一个完全的地球系统模式中，除了陆地生物地球化学 外，还必须考虑气候变化对海洋环流的影响，包括海洋温度， 盐度和环流型变化引起的海洋生物群和碳含量的变化。目前 这些海洋生物地球化学过程正纳入AOGCMs中以改进在不同情 景下海洋碳循环的模拟。近年来，其中一个特别受到关注的 问题是海洋生产力可能通过沙尘粒造成的铁施肥增加，从而 可能减少大气中CO2。这个问题不但从观测上已进行了评估， 也从气候—碳模式方面进行了研究。对上述问题造成挑战的 是海洋生态系统的复杂性。此外，还有固氮和脱氮化，钙化 或硅化的有机物；考虑每一种过程都对模式系统增加了参数 和和变量，生物模式需要足够复杂程度才能捕捉不同时间尺 度的观测变率，因为这些变率可为模式提供基本检验依据。 应该指出，如果复杂性超过了目前的能力而限制了模式使用 目前可能得到的资料，这种情况必须避免。 目前的海洋碳循环模式比较计划涉及到13个小 组，它们在各自的OGCMs中使用了共同的生物模式， 其中有5个预报变量：无机磷（PO42-),溶解有机磷 （DOP），溶解氧（O2），溶解无机碳（CO2+HCO31+CO 2-）和总碱度（系统的酸和本底—缓冲能力）。 3 模式比较表明，模拟的生物地球化学通量和库有明 显差异。并且生物地球化学模拟的真实程度与海洋 环流动力学模拟的真实程度密切有关，因而如果要 得到真实的生物地球化学模拟，需要有较高质量的 物理气候模拟。 气候的敏感性 气候的敏感性和反馈作用 “气候敏感性”是指在给定全球辐射强迫下所引起的全 球年平均温度的稳定增加，即全球平均地表温度ΔTs对辐射 强迫的响应。这可以定义一个气候敏感性参数来表示这种线 性关系： ΔTs/ΔF=λ (3.1) 该方程也表示地表—对流层系统在外加辐射扰动强迫下， 由一种平衡态向另一平衡态的过渡。气候敏感性的概念最早 在一维辐射—对流模式研究时提出。在这种模式中，对于各 种辐射强迫近于是一个常参数，一般约0.5K/(Wm-2)，因而强 迫和响应之间存在着一种可能的普适关系。正由于这种特征， 使辐射强迫被看作一种有用的工具去近似估算不同外加辐射 扰动下引起的相对气候影响。对于较复杂的气候模式，各模 式λ的值可能不同，但对每一模式本身，不论辐射扰动差别 多大，一般明显地保持常数。λ值的不变性使辐射强迫的概 念作为估算全球年平均地表温度的一种度量十分方便，而不 必诉诸实际复杂气候模式的运行与模拟。 一般是用2倍CO2作为基准来比较气候敏感性。 在IPCC第二次评估报告中（1995年），CO2加倍情况 下的气候敏感性是在1.5-4.5℃范围内。如气候敏感 性是常数，则稳态温度应正比于净强迫而变，但这 实际上只是一种粗略的近似。不过许多试验表明， 对于未来100年可能发生的气候强迫量级而言，气候 敏感性仍可近似看作常数，即全球平均地表温度响 应粗略地正比于全球平均强迫。此外，对于不同的 强迫，气候敏感性基本上不依赖于造成该全球平均 强迫因子是如何组合的。也就是说，在全球平均温 度响应只依赖于全球平均强迫的情况下，如果温室 气体，太阳辐射和气溶胶有与2倍CO2相同的净强迫， 则它们的任何组合将产生同样的全球平均稳态温度 响应。 气候敏感性既依赖于施加于气候系统的强迫作用类型及 其地理和垂直分布，又取决于反馈过程的强度。由于反馈过 程与平均气候态有关，因而也取决于平均气候态。气候敏感 性涉及的关键物理过程有水汽，大气递减率，地面反照率 （主要由冰、雪范围变化引起）和云反馈。近几十年气候模 式有了明显的改进，尤其是对云、边界层和对流等参数化过 程。在此基础上对平衡气候敏感性也进行了许多试验。有些 模式显示，由于云参数化或云—辐射特性表征的改进，使气 候敏感性有改变。但大多数模式中气候敏感性的变化并不能 归因于模式中某一具体物理因子处理上的改变。这是因为模 式中物理因子参数化的变化是非线性相互作用的，A与B因子 之和并不等于A+B的变化。另外，个别变化的全球效应大致 相互抵消。因而这使得，气候模式及其关键物理过程的参数 化及其可能表征有明显改进，但气候敏感性并不表现出很大 的变化。下面给出的不同年代气候敏感性值及其变化范围清 楚地印证了这一点。 在1970年代末（1979年），当时根据2个模式的模拟， 得到了CO2加倍条件平衡敏感性的范围是1.5-4.5℃，自此以 后的三十多年中，虽然模式大大改进并且与观测进行了更全 面的比较，但模式计算的气候敏感性范围并没有明显减少， 第一、二、三次IPCC评估报告中平衡气候敏感性都维持1.54.5℃这个范围。最近IPCC第四次评估报告中给出的平衡气 候敏感性是2.1-4.4℃，平均值为3.2℃，与第三次评估报告 （2001年）的敏感性相近，如果以平均值±1标准差计算， 则第二、三、四IPCC评估报告的值分别为：3.8±0.78℃ （17个模式得到），3.5±0.92℃（15个模式得到）与 3.26±0.69℃（18个模式得到）。对于瞬变气候响应 （TCR），第二次（1995年）与第三次（2001年）评估报告 中得到的TCR分别是1.1-3.1℃（平均值是1.8℃）与1.32.6℃（中值为1.6℃），到2007年发表的IPCC第四次评估报 告，TCR是1.5-2.8℃（中值是2.1℃）（图20），其范围有 一些缩小。平均的TCR一般比平衡敏感性值要低。 图20 TCR的概率分布（CO2加倍时的增暖值）。它受到观测到的20世纪温 度变化的约束。红线HadCM3模式，绿线：PCM，兰线：GFDL R30,青色线为 各模式PDF平均得到的曲线。彩色圆圈代表每一模式的TCR（IPCC,2007） 最后综合上述各种结果，平衡气候敏感性或CO2加倍下全 球平均平衡增暖可能在2-4.5℃范围，最可能的值是3℃左右， 它很可能大于1.5℃。受基本物理原因与资料限制，显著大 于4.5℃的值仍不能排除，但它与观测和代用资料的一致性 一般比2-4.5℃范围的值要差。 为了更好地了解气候敏感性并尽可能减少其不确定性， 需要了解各种气候反馈过程。可以用简单的理由说明气候反 馈过程的重要性。设CO2加倍时在大气顶产生的辐射强迫为 4.0-4.5W/m-2。平流层调整（约一个月的时间，是一种快过 程）约减少0.5Wm-2，剩下3.5-4.0Wm-2辐射强迫将使地表— 对流层温度进行调整（由于海洋等的作用，这种调整约需几 十年，是一种慢过程），并相当于施加于对流层顶上。前面 已经指出温度是响应这种辐射强迫而改变的唯一气候变量。 则气温将升高1.2℃使辐射平衡得以恢复。但温度的上升或 气候变暖会引起其它大气和地表变量或特性的变化。 以后这些变化也会通过反馈过程再导致能量平衡的改变， 从而使气温进一步上升。因而最终气温的上升就不是1.2℃， 而是更高或更低的值，这决定于是正反馈或负反馈。设某一 变量是A，由于某些原因先发生变化，这种初始变化导致了 另一变量B的变化，B变量的变化就是对A变量变化的响应， 其响应的幅度是由气候敏感性度量的。如果B变量的变化进 一步使A按与原来变化的方向发生变化，则B变量对A变量初 始变化的反馈为正，趋于使初始变化增强，而负反馈则相反， 可使初始变化减小。设Ts是对辐射强迫的敏感性，yi是受气 候变化影响的某一相关变量，如水汽含量，冰雪覆盖面积， 低云量等，则某一变量的无量纲化的反馈因子。 Ts dyi fi yi dTs （3.2） 如果（3.2）式中右边两项同号，反馈因子为正值，反 之则相反。例如，当Ts升高，行星反照率yi则减小，这进一 步使Ts升高，此即为正反馈（两项都为负号）。将各种变量 的反馈因子线性相加，可得到总反馈因子： （3.3） f fi i 各种反馈因子的相加要将符号考虑进去。应该指出，气 候系统中的许多过程与相互作用是非线性的，也就是说，在 因果之间不存在简单正比关系，这种复杂的非线性系统表现 出所谓混淆状态，即初始条件的微小变化可以引起以后气候 系统的明显变化。但这并不意味着气候系统的未来状态是完 全不可预报的。在许多情况下，气候系统的变化及其结果是 可以预报的。 虽然它也是高度非线性的，但可以近似地 处理为对外界辐射强迫的准线性响应问题。 因而人类活动引起大尺度气候变化也是可预 报的。虽然气候变化中还有相当大的部分是 不可预报的，必须用其它方法如统计方法、 经验方法来解决。 气候的反馈过程 我们主要考虑6种反馈过程 （1）大气的水汽与温度递减率反馈。温度增加使蒸发加强， 导致大气中水汽量增加，水汽是一种温室气体，这又使温度 进一步增加，因而水汽有正反馈作用。计算表明，它将使由 于CO2加倍引起的全球平均温度升高增加60%。即使平衡气候 敏感性增加约2℃.对流层上部水汽增加所产生的反馈作用最 为明显。这是由于大部分射出到外空的长波辐射起源于该层。 由于气候变暖，饱和比湿（大气持水能力）将增加，并且根 据克劳修斯—克拉珀龙方程，大气中的实际水汽比湿也会增 加，这一般使相对湿度保持不变。观测和模式都证明这种相 对湿度在气候变暖条件下不变的结果是正确的。 大气中水汽含量改变后，通过反馈作用使大气温度结构或温 度递减率将发生变化，这可使热带对流层上层增暖增强，对 地表温度的反馈是负的，组合的水汽/温度递减率反馈作用， 将增暖增幅50%左右。 （2）冰雪反照率的反馈。冰和雪的表面是太阳辐射 的强烈反射体。反照率即是这种反射能力的度量。 如果具有低反照率的海面（反照率为0.1）或陆面 （反照率为0.3）被高反照率的海冰（反照率≥0.6） 所覆盖，地表所吸收的太阳辐射将不到原先的一半， 因而地表进一步降冷，反之亦然。这是冰—反照率 正反馈过程。气候变暖后，高反射率的冰雪覆盖明 显减少，使反照率减少，吸收的太阳辐射增加，它 会使CO2加倍产生的增温再增加20%。 （3）云的反馈。云对辐射有强烈的吸收、反射或放射作用，这称作 云的反馈作用。云的反馈作用十分复杂，其反馈强度和符号决定于 云的具体种类，云的高度，光学性质等，但基本上可以分为两类作 用。云对太阳可以产生反射作用，将其中入射到云面的一部分太阳 辐射反射回太空，减少气候系统获得的总入射能量，因而具有降温 作用。另一方面云能吸收云下地表和大气放射的长波辐射，同时其 自身也放射热辐射，与温室气体的作用一样，能减少地面向空间的 热量损失，从而使云下层温度增加。一般来说低云以反射作用为主， 常使地面降温；高云则以被毯效应为主，常使地面增暖，所以云的 总反馈作用是正或负决定于上两种作用哪一个占优势。在现代气候 中，云对气候有冷却作用（全球平均的云辐射强迫）。在全球变暖 条件下，云对气候的冷却作用可以增强或减弱，以此产生对全球变 暖的辐射反馈。如果当反射性云为主的云增加，则全球平均表面气 温减少为负反馈，但如果反射性为主的云减少，则全球平均表面气 温增加，为正反馈。气候变化对云（云量、云的面积和结构）的变 化十分敏感，这也明显地影响着气候模式的敏感性。当云量有百分 之几（如3%）的变化时就会对气候产生一定的影响，它所造成的净 增温或降温可以与温室气体造成的增温值相当，甚至超过。因而云 的反馈作用的计算明显地影响着全球气候变化数值的计算与预测。 云的反馈作用是气候变化及其预测中最不确定的因子之一。在气候 模式中云反馈的差异是造成模式间气候敏感性明显不同的主要原因， 因而在气候模式中，真实地表征云反馈过程是提高将来气候变化预 测的重要途径。 （4）海洋的反馈，海洋的反馈作用是通过三个方面实现的。 首先它是大气中水汽的主要来源，一旦温度变化通过海洋蒸 发可以影响大气中水汽含量的变化，再进一步影响气候变化。 第二，海洋的热容量很大，也就是说要想使海洋温度升高， 比大气升高同样的温度所需的热量要大得多。因而在气候系 统的变化中，海洋变暖比大气慢得多，因而海洋很大的热惯 性对大气变化的速度起着主要的控制与调节作用。第三通过 海洋内部的海洋环流（如大西洋热盐环流）可以输送热量， 使热量在整个气候系统中重新分配。在大西洋地区这种海洋 环流输送的热量非常大，例如在西北欧和冰岛之间，输入的 热量与该地区在海表收到的太阳辐射相近。这也是为什么北 欧地区冬季的气温偏暖的主要原因。有人估计，一旦这种环 流停止，则北欧的温度比现在将低10℃左右，也就是会发生 明显的气候变冷。 （5）陆面反馈，陆面吸收的净辐射（净的太 阳辐射与长波辐射之和），主要通过感热和 潜热（蒸散发）通量又释放回大气中，可以 直接影响地区性气温与湿度，以后又可影响 气候系统的其它变量。如前所述，其中土壤 水分的量值与植被状态基本上决定着地表接 收到的净辐射的多少。因而陆面与大气的相 互作用过程必须在气候模式中合理地加以考 虑。特别要关注植被与陆地能量的联系，水 与碳循环以及土地利用的变化等。 （6）碳循环反馈，气候通过对陆地生物圈和海洋的 影响可以改表CO2和CH4的源与汇，从而导致它们的 大气浓度变化。这又可以使温度发生进一步的变化。 通过这种碳循环产生的辐射反馈过程，对于CO2而言， 一般是正，不但使大气CO2浓度有更快的增加，而且 有些模式计算表明，温度的上升比不考虑碳循环反 馈的情况要高1℃左右。 在上述反馈过程中，水汽和云的反馈对于气候 变暖的响应基本上是同时的，海冰，雪的响应需数 年的时间。上述反馈过程可以称为快反馈过程。植 被和碳循环反馈过程的时间尺度为几十年，另外一 些反馈过程如大陆冰盖区的减少，海洋中碳酸盐沉 积物的溶解与陆地化学风化的增强（后两种过程可 减少大气中的CO2浓度）则需几百或几千年时间才能 完成。这些反馈过程统称为慢反馈过程。 对流层上部温度和水汽反馈 • （1）对流层水汽随高度减少，其量值受到饱和比湿的限 制。由于对流层与地表温度差随高度增加，以及越往下大 气在强水汽吸收波长近于更不透明，故对流层上部比较低 大气层的水汽含量对自然的温室效应（气候变暖引起的反 馈）的贡献更为显著。 • （2）在对流层，由水汽的直接人类源引起的辐射强迫 （主要是灌溉作用）可以忽略。而正是对流层水汽对增暖 本身的响应（所谓水汽反馈）对气候是重要的，在GCM中 水汽产生了最大的正辐射反馈，只依据这种反馈，在响应 强迫（GHSs增加）时，可大致使增暖加倍。平流层水汽反 馈作用（由CH4氧化形成的水汽）也很重要。这也由热带 对流层顶温度变化和深对流变化引起（使上层温度降低）。 • （3）水汽吸收的辐射效应（吸收LW辐射）应大致正比于 其含量的对数，而C-C方程决定了持水汽能力随温度是近 指数增加。因对流层和地面是密切耦合的，故这些约束 预报了强正水汽反馈作用（如果RF不变）。应该指出， 是水汽浓度的分数变化（百分比变化），而不是绝对量 支配着反馈作用的强度。计算表明，在全球变暖条件下， 水汽与其饱和值的比值近乎不变。也就是说，相对湿度 大致保持不变（近于常数）。在这种响应条件下，对于 均一增暖，水汽最大的分数变化，也是对反馈最大的贡 献，它是发生在对流层上部（类似地在高纬度或中高纬 度，情况也类似）。此外，由于递减率的改变，热带对 流层上层增暖增强，这又使热带水汽变化增强，反馈作 用加大，但也产生了由温度增加造成的部分抵消水汽反 馈的辐射响应。组合的水汽/温度递减率反馈作用为响应 强迫，将使增暖增幅50%左右。这些过程的密切联系表明， 水汽和递减率反馈应一起考虑。这也可以解释为什么高 纬增温更明显的观测事实。 水汽和温度递减率的反馈作用 • 长波辐射吸收近于随水汽浓度的对数增加，而C-C方程支 配着水汽承载能力（饱和比湿）随温度近于是指数增加。 因为对流层和地表温度是密切耦合在一起，如果相对湿度 近于保持不变，则上述制约关系预测了大气水汽的增加， 并有强的正反馈。递减率对全球变暖的反馈依纬度而有差 异，在低纬度，由于对流活动的结果，大气趋于接近湿绝 热递减率，在高层产生加强的增暖，结果递减率减小（变 稳定），造成负反馈。在中高纬度，低层变暖增强，尤其 是冬季，结果使递减率增加（不稳定），并且全球反馈强 度取决于经向增暖强度。此外，由于水汽和温度对OLR有 补偿作用（相互抵消一部分作用），在RH不变情况下，水 汽—递减率的组合反馈作用对递减率变化并不敏感，因而 了解决定RH分布和变化的过程对于了解水汽—递减率反馈 是中心问题。 • 在行星边界层，湿度的大小取决于与地表的耦合， 从大尺度看RH保持不变的响应并无争议。在中高 纬度，GCM水汽反馈的信度也是比较高的，这是因 为造成整个对流层大部分湿润化的大尺度涡旋可 显式地由模式分辨出来，这使大部分大气保持很 潮湿或饱和。但对热带对流层中上层的湿度变化 比其它地区的了解要少得多，因而近年来重点是 研究热带RH的响应，尤其是对流层上部。实际上 这个地区湿度响应的信度是模式中水汽反馈的主 要问题。 • 热带对流层自由大气的湿度分布由许多因子决定，包括水 汽和凝结水由对流系统的卷出和大尺度大气环流。大尺度 下沉引起的干区在热带LW冷却中起着重要作用。这种地区 温度的变化对于水汽反馈的强度有明显的影响。但由于控 制热带湿度过程的复杂性，很难得到简单的令人信服的关 于全球变暖下，水汽变化的物理解释。这影响了模式水汽 反馈结果的可靠性。但不论如何，与云反馈相比，对于具 有许多不同方案的GCM模式而言，所显示的强水汽正反馈 是一种稳定的特征。最近热带平均UTRH（对流层上部相对 湿度）对温度响应的观测研究在多种时间尺度上得到了RH 近于不变的结果，它包括年际尺度，火山强迫和年代际趋 势。另外，全球LW辐射拦截作用也有季节变化，这意味着 存在着季节变化的水汽正反馈机制。但应该指出，水汽对 较短时间尺度强迫的响应不同于温室气体增加引起的响应， 因为全球变暖和环流变化分布是不同的。