雪在全球大气环流模型参数化
理查德Essery
4.4.1的介绍
环流模型(GCMs)是全球气候系统的三维数值模型;raybet雷竞技最新入门审查他们的使用在气候建模是由McGuffie和Henderson-Sellraybet雷竞技最新ers (1997)。GCM的大气成分可能对海洋耦合模式或运行规定海面温度和海冰范围提供在海洋表面边界条件。陆地表面模型,用于边界条件对土地供应,必须考虑的影响积雪表面和大气之间的相互作用,因为独一无二的属性的雪第二章中讨论,现在明显和迅速变化修改土地表面的特征。大的反照率对比白雪覆盖的和无土地,特别是,通常被视为提供了一个可能的气候变化正反馈机制;raybet雷竞技最新降低积雪在更温暖的气候会增加短波辐射的吸收表面,加强全球变暖。raybet雷竞技最新这个简单的解释忽视其他反馈包括积雪的变化:表面温度的雪覆盖土地不能超过0°C,限制即将离任的长波辐射并给予负面反馈;系统的云量的变化造成积雪的变化可能会导致积极的还是消极的反馈;和变暖可能导致积雪在寒冷地区降雪是目前有限的水分供应,而不是温度。
与卫星观测相比大陆尺度的积雪,弗雷et al .(2003)发现,15 GCMs参加第二阶段的大气模型相互比较项目给出更好的结果比27模型在第一阶段(弗雷和罗宾逊,1998),尽管一致的模型偏差仍在欧亚大陆。税等等。(1991)调查雪原气候raybet雷竞技最新反馈通过比较结果从17 GCMs和兰德尔et al。(1994)分析了这个模型的结果来自14个更多的深度。对perpetual-April模拟进行了固定的海冰和均匀扰动±2°C的海洋表面温度。分裂导致全球平均表面温度模拟之间的差异不同的全球平均净辐射顶部的气氛让每个GCM气候敏感性参数。raybet雷竞技最新第二个敏感性参数计算从积雪模拟中是固定的,而不是允许响应扰动。解释这两个参数的比值来衡量雪反馈,大于1的值表明积极的反馈。17这个模型产生的结果,图4.8所示,从弱负强烈的正反馈。最近,大厅和瞿(2006)调查的力量冰雪反照率反馈17这个模型在模拟气候变化的政府间气候变化专门委员会raybet雷竞技最新第四次评估报告,再一次,发现大范围的结果。GCM雪反馈结果的差异并不完全是因为雪的差异表示过程,但表示将允许更大的信心改善气候变化的预测。raybet雷竞技最新
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- 图4.8。雪从地方税反馈参数et al .(1991) 17这个模型。
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- 图4.9。全球土地面具一个典型的GCM分辨率为2.5°经度纬度3.75°。
GCMs强烈的时间和空间分辨率受制于计算成本,特别是当调查长期气候变化;raybet雷竞技最新HadAM3气候模型的标准配置(教皇et al ., 2000),例如,有一个水平raybet雷竞技最新分辨率为2.5°纬度3.75°经度(图4.9),19个垂直水平大气中30分钟步伐。物理过程可以表示的复杂性也是有限的,和流程在GCM网格尺度太小需要解决的是“参数化”的数量来解决。复杂的snow-physics模型,如磨粉(布朗et al ., 1989), SNTHERM(乔丹,1991),和积雪(Bartelt黄祖辉,2002),不适合使用在这个模型中,理想情况下需要雪不计算模型要求,代表过程平均值GCM网格尺度而不是一个点,并适用于不同环境的积雪。然而,该方法获得的信息从详细的雪模型已经发展的有用GCM雪模型;许多更复杂的GCM模式采用了安德森(1976)模型的特性,例如。详细的模型也被实现在全球大气环流模型研究影响短模拟(布朗et al ., 1997)和用于评估个体过程的重要性在简单的参数化(不情愿和伯爵,1998 a, b;城堡等等。,1998)。
一个广泛的雪模型,开发一系列应用程序,已经在4.2节。缩写和参考一个小的选择模型,将用于演示本节的讨论给出了在下面的表中,来自全球大气环流模型的描述,陆地计划和雪GCM模式开发的用于全球大气环流模型。
基地 |
最佳逼近的表面交换 |
斯莱特等等。(1998) |
蝙蝠 |
Biosphere-atmosphere转移计划 |
杨等等。(1997) |
类 |
加拿大陆地方案 |
Verseghy Verseghy et al (1991)。 |
(1993) |
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CLM |
社区土地模型 |
奥尔森et al。(2004) |
GISS83 |
汉森等等。(1983) |
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GISS94 |
戈达德太空研究所 |
Lynch-Stieglitz (1994) |
国际海底管理局 |
土之间的相互作用、生物圈和 |
Douville等等。(1995 a, b) |
大气 |
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摩西 |
气象局表面交换计划 |
考克斯et al。(1999) Essery (1997, |
1998) |
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MPI |
Max-Planck-Institut毛皮Meteorologie |
不情愿et al .(1993)不情愿和伯爵 |
(1998) |
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SiB |
简单的生物圈 |
卖家等等。(1996) |
10/24/11热力和水力特性的雪
密度的变化和孔隙度由于压实,水晶蜕变,融化和冻结或雨导致雪的热力和水力特性随时间(章节2.2 - -2.4)。全球大气环流模型通常忽视雪水文通常简单地采用常量值密度、热容和热导率的雪介绍了,但一些更复杂的参数化。
菲200
图4.10。雪密度作为使用的年龄从参数化函数
类(-),GISS94(■■■)和蝙蝠(- - -),和GISS83所使用的固定值
摩西(——)。被认为是雪融化GISS94和蝙蝠,和雪质量设置为100公斤GISS94 m3。
类,国际海底管理局使用的压实参数化密度的雪降雪后随时间增加。鉴于雪密度在时间t ps,密度在时间t +在计算
Ps (t +) = [p (t) - Pmax] exp ^ - - J + Pmax Pmax是最大允许雪密度和t p是一个时间常数。基地、蝙蝠、GISS94和MPI使用类似的参数化但提高压缩率更高的温度。在这两个基础和GISS94, densifi-cation率由dp1__0.5psgM_给出
dt = 107 exp (0.02 ps + 4000 / Ts - 14.643)”
雪质量(公斤M - 2),雪温度Ts (K)和重力加速度g (m s)。CLM使用更复杂的方案,安德森(1976),它将利率压实由于上覆岩层,蜕变,融化。从这些参数化结果如图4.10所示。
在所有模型变量雪密度,密度是降雪后重新计算的加权平均旧的雪密度。新鲜的雪密度通常设置为一个常数值(100公斤m3在基地、蝙蝠、类国际海底管理局,150公斤GISS94 m3),但参数化空气温度的函数或湿球温度在某些模型;CLM,例如,安德森(1976)设置
1.00
“哦,
200 400
图4.11。导热系数的函数——雪密度参数
izations所使用的类(-),GISS94(■■■),国际海底管理局(- - -)和MPI(——),和GISS83使用的固定值(+)摩西(♦)。
空气温度T (°C), pfresh的限制在50到169公斤m3。
的比热容的雪可以简单地计算冰的热容的总和,水,和空气质量分数(2.3节),但运输在雪是一个复杂的过程,涉及传导热量,平流、相变、辐射(2.3节)。建议给了实证关系有效热导率为雪密度的函数(安德森,1976;日元,1981;Sturm等等。,1997)。图4.11比较参数化(cf。图2.10)。GISS83摩西,这两个假设一个固定的雪250公斤m3,密度和热导率使用固定的值。基地、类GISS94, MPI都使用一个二次函数但选择不同的参数值a1和b1。CLM使用不同的二次函数keff = ka + (7.75 X 10-5ps + 1.105 X 10-6ps2) (ki - ka),从乔丹(1991),已有的导率和kice空气和冰。国际海底管理局使用其中pe是幂律关系水的密度。
全球大气环流模型大多被忽视的复杂性雪水文2.4节中所讨论的,而不是瞬间融化。作为一个简单的改进,keff = a1 + &1p。
GISS94允许积雪层保留高达5.5%的质量与液态水,多余的水通过底部的排水层。MPI参数化这种能力作为密度的函数,从最高10%下降到3% 200公斤m3和更大的密度。液态水可能冻结在雪在这两种模型和类。
继续阅读:冰雪反照率
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