第六讲云对海气相互作用的影响

大洋环流和海气相互作用数值模拟 第六讲云对海气相互作用的影响宇如聪、周天军 http://web.lasg.ac.cn/staff/ztj/index_c.htm

内容提要 • 云的形成和分类 • 云对气候系统的调节作用 • 云对海气相互作用的影响 • 本讲总结

云对气候系统的调节作用 • 云对地球大气能量收支的影响 • 云的形成和消亡过程是地气系统水和能量的再分配过程 • 云辐射强迫和云气候反馈 • 我国东部区域的云辐射特征

基本概念 辐射平衡一个物体接收与发射的辐射能量两者相等的状态。此时物体的净辐射为零，温度保持恒定。如果物体接收的辐射能大于它的发射能量，则物体要增温，反之，物体则要降温。如果一个物体的温度长期保持恒定，则说明它处在稳定的辐射平衡中，例如行星地球系统。辐射冷却物体因接收到的辐射小于自身放射出去的辐射而导致的温度降低现象。夜间，地表由于辐射收入少于支出而出现辐射冷却。近地面大气层中由于辐射冷却经常可出现强烈的逆温。大气层中由于辐射交换结果而出现的辐射冷却现象，常用辐射冷却率来表示。

基本概念 • 辐射强迫定义为晴天平均向外射出波辐射与实际状况平均向外射出辐射之差，即该区域云的存在对辐射的影响。 • LWCRF = Fclr - F • SWCRF = S(clr - ) • Net CRF = LWCRF + SWCRF 其中Fclr为晴天平均向外射出长波辐射，F为实际状况平均向外射出长波辐射。S·clr为晴天平均向外反照短波辐射，S·是实际状况平均向外反照短波辐射。二者之和为总的净云辐射强迫。

气候系统的能量收支 吸收短波，射出长波

TOA年平均净辐射通量 TOA净短波、长波通量的纬向平均分布

什么决定气候？或什么决定了全球的温度？ • 地球系统的能量来源于太阳 • 地球的温度取决于入射的太阳辐射和地球大气射出的长波辐射的平衡

影响短波辐射的主要因子： • 云 (云量和云状) • 水汽 • 地表反照率 • 气溶胶 (类型和数量)

影响长波辐射的主要因子： • 云 • 地表/大气的温度 • 温室气体 • 水汽

云是调节气候变化的关键因子 • 反射太阳辐射，冷却地球 • 吸收地球表面的长波辐射通量，并向地面发射长波辐射，加热地球（被子效应） • 云的生消过程实现水和能量的再分配 • 云参与地球气候复杂的反馈过程

云的形成和消亡过程是地气系统水和能量的再分配过程云的形成和消亡过程是地气系统水和能量的再分配过程水平垂直得到热量传输成云蒸发降水失去水和潜热得到水

蒸发-降水：淡水通量 年平均气候分布（cm/year)

The data from Earth Radiation Budget Experimentprovide the first accurate estimate of short wave and long wave radiative fluxes at the TOA with and without cloud modulation. ERBE Earth Radiation Budget Satellite NOAA Satellite

Net cloud radiative forcing at TOA derived from the ERBE data

SWCRFTOP LWCRFTOP ERBE的大气顶的净云辐射强迫（Wm-2）。高原下游的大陆性中层云净的负云辐射强迫的强度，可以达到与东南太平洋地区冷洋面上层云净的负云辐射强迫相当的强度。 NET-CRFTOP

clear-sky all-sky 根据ERBE资料分析的大气顶在晴天状态和综合状况平均的净向下辐射通量（Wm-2）。左图对应晴空状态的气候平均，右图为日常的气候平均。

在大多副热带地区，大气柱都是通过从大气顶获得的净辐射通量向高纬度地区输送能量。在大多副热带地区，大气柱都是通过从大气顶获得的净辐射通量向高纬度地区输送能量。 • 但在中国东部地区，大气顶的净辐射冷却使得能量亏损。大气柱不得不通过湿静力能辐合从周边大气获取能量，也就是说，副热带区域的长江流域大气是能量汇。 • 这和向外输出湿静力能的副热带其他地区形成了鲜明的对比。

云－气候反馈

高云的正反馈过程  蒸发 地面温度     高云 水汽含量 高云起截留地球表面长波辐射通量的作用

云的负反馈过程  蒸发 地面温度 地面温度    水汽含量 云的反照率

如果气候系统对某一种气候扰动的响应产生对该扰动信号的改变（增强或减弱），不断改变气候系统的响应强度和扰动信号的强度，则称气候系统对该气候扰动有“反馈”，通常把这个具体的反馈过程称为该气候扰动的“气候反馈”。如果气候系统对某一种气候扰动的响应产生对该扰动信号的改变（增强或减弱），不断改变气候系统的响应强度和扰动信号的强度，则称气候系统对该气候扰动有“反馈”，通常把这个具体的反馈过程称为该气候扰动的“气候反馈”。

如果反馈过程使得初始的扰动信号不断增强，也就是对气候系统的改变越来越大，或气候系统越来越偏离原来的平衡状态，趋向一种不稳定发展，则称为“正反馈过程”。反之，则称为“负反馈过程”。如果反馈过程使得初始的扰动信号不断增强，也就是对气候系统的改变越来越大，或气候系统越来越偏离原来的平衡状态，趋向一种不稳定发展，则称为“正反馈过程”。反之，则称为“负反馈过程”。

举例:四川盆地云辐射反馈

Correlation Coefficients between Monthly Surface Temperatures and Total Cloud Fractions after Removing the mean seasonal variation from 1951 to 2000 10-years running mean surface temperatures (dashed) and the cloud fractions (solid)

Intensified Cooling over Sichuan Basin of China: Positive cloud trends take the responsibility. Total cloud amount Temperature Correlation coefficient R=-0.68

低层温度升高 低层稳定度降低  低层相对湿度降低 层云云量降低  陆地层状云的正反馈过程

表面温度升高时，相对湿度将降低，从而层云云量降低，进入地球系统的辐射通量增加并最终使得表面温度进一步升高；表面温度升高时，相对湿度将降低，从而层云云量降低，进入地球系统的辐射通量增加并最终使得表面温度进一步升高； • 同时，表面的增暖也会减小对流层低层的稳定度，不利于层云的形成，也会导致表面的升温。 • 另外，静力稳定度的减小可以造成与上层干空气更强的混合，使低层湿度减小，从而加强反馈过程。

尽管高原下游的云－地面温度的正反馈过程既可使其增暖加快又可使其变冷加速，但可以推断出，在表面冷却和增暖两种过程中，表面冷却过程的云辐射反馈作用较强。尽管高原下游的云－地面温度的正反馈过程既可使其增暖加快又可使其变冷加速，但可以推断出，在表面冷却和增暖两种过程中，表面冷却过程的云辐射反馈作用较强。 • 当表面冷却时，静力稳定度的增加有利于层云的形成。同时，深对流云和卷云的发展则受到了抑制，这就导致了更强的辐射冷却。 • 当表面增暖时，不稳定的层结会有利于积状对流云的发展从而削弱正的云反馈过程。

Cooling over Sichuan Basin of China: A delayed intensified signal due to the positive cloud-temperature feedback in the eastern periphery of the Tibetan Plateau Climate mean changes of March LSAT (1976-2000 minus 1951-1975). Cooling in March Annual cycle of the climatic mean changes averaged over the Sichuan Basin.

高原下游局地环流场的变化 • 上图为环流场气候态（早春3月份） • 下图为76-00年均值与51-75年均值之差 • 在高原下游地区存在一个异常的垂直环流圈，对云量变化有重要影响 • (105-115°E，25-35°N)范围内区域平均的500hPa纬向风与四川盆地地区的总云量相关系数为0.35（1951-2000），局地对流层中层的纬向风对云的生成有显著影响

小结 • 云顶长波云辐射强迫 • 云的反照率短波云辐射强迫 • 长江流域独特的云辐射特征 • 云的反馈过程可正可负

云辐射强迫 LWCRF = Fclr - F SWCRF = S(clr - ) Net CRF = LWCRF + SWCRF

第六讲 云对海气相互作用的影响