PDF《CH4 和N2O 的辐射强迫与全球增温潜能》

70 km. 对辐射通量和加热率的计算,采用六种模式大气 (Garand,2001) :热带大气(TRO) ,中纬度夏季 大气(MLS) ,中纬度冬季大气(MLW) ,亚极夏季 大气(SAS) ,亚极冬季大气(SAW)和美国标准 大气(USS) .在此基础上,计算目标气体在六种大 气下的瞬时辐射效率和平流层调整的辐射效率,并 通过对六种模式大气的结果取算术等权平均和其 中3种大气取区域加权平均,可以认为得到全球平 均结果.

3 CH

4、N2O 的辐射强迫 3.1 定义与计算方案 辐射强迫是目前应用广泛的一种评估温室气 体气候效应相对大小的方法,定义为某种辐射强迫 因子(如温室气体的浓度)变化时所造成的对流层 顶净辐射通量的变化.IPCC(1996)按照是否允许 平流层温度进行调整,将辐射强迫划分为两种:① 瞬时辐射强迫(IRF , Instantaneous Radiative Forcing) ,不考虑平流层温度变化;

②调整过的辐 射强迫(ARF,Adjusted Radiative Forcing) ,即, 在保持地表和对流层温度不变的情况下,通过调整 平流层的温度结构,使平流层达到辐射平衡时,对 流层顶的净辐射通量的变化.根据定义,辐射强迫 可以提示气候变化的总趋势,一般而言,正的辐射 强迫将增暖地面和对流层,使全球变暖,引起地表 平均温度升高;

负的辐射强迫使地面和对流层变 冷,引起地表平均温度降低.因此,可以通过计算 CH4 和N2O 的辐射强迫来估量在它们在大气中的 浓度变化对气候系统产生的影响. 本文采用了 Zhang et al. (2011) , 张华等 (2011) 的迭代法来计算平流层调整的辐射强迫,如图

1 所示.图中 ε 为收敛值,Δt 为迭代的时间步长,单位 为d,本文取为

1 d.如果满足收敛条件,即可认 为平流层经过温度调整达到了新的辐射平衡,此 时所得到的对流层顶净辐射变化即该气体的调 整辐射强迫. 如果引起气候系统扰动的气体浓度为 单位浓度,如1ppm 或1ppb,则对应的辐射强 迫称为该气体的辐射效率(本文中单位统一为 W mC2 ppbC1 ) . 云是影响气体辐射强迫的一个重要因子,本文 将云参数输入辐射传输模式来考虑云的影响.根据 国际卫星云气候计划(ISCCP)D2 数据计算所得到 的不同云态、云顶压力和光学厚度的

15 类云的云 量和云水含量等资料参见文献(Zhang et al.,2011, 张华等,2011) .其中低云的高度为 1~2 km,中云 的高度为 4~5 km,高云的高度为 10~12 km.低云Cu、Sc、St 和中云 Ac、As、Ns 等6种云的云粒 子相态有水云和冰云两种,冰云的平均有效半径为 ? ? 大? ? 气? ? 科? ? 学? Chinese Journal of Atmospheric Sciences

37 卷Vol.

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748 30 μm,水云为

10 μm.计算时,地表发射率设为 1.0. 通过在热带、中纬度和亚极三种大气中加入云 参数,可以得到有云大气下的平流层调整的辐射效 率,所采用的计算方法如下:

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