大气化学-17-大气化学和气候课件.ppt

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1、1作业作业-3(2016-3(2016年年1212月月1212日日)(下次课交下次课交)1 1 已知一个谱分布为已知一个谱分布为n nM M(m),(m),那么每那么每cmcm3 3空气中，质量处在空气中，质量处在m m m+dmm+dm范围内的气溶胶粒子的质量为范围内的气溶胶粒子的质量为n nM M(m)dm,(m)dm,想将该谱分布转化为想将该谱分布转化为n nM M0 0(logD(logDp p)的谱分布，证明的谱分布，证明 n nM M0 0(logD(logDp p)=6.9 m n)=6.9 m nM M(m)(m)2.2.如果按我国每年向大气排放如果按我国每年向大气排放2500

2、2500万吨万吨 SOSO2 2和和25002500万吨万吨NONO2 2算，算，并假设所有排放的并假设所有排放的SOSO2 2和和NONO2 2都以都以HNOHNO3 3和和H H2 2SOSO4 4形式降水到我国国形式降水到我国国土上，按国土面积土上，按国土面积960960万平方公里及年平均降水速率万平方公里及年平均降水速率600 mm/a,600 mm/a,雨水中只有雨水中只有HNOHNO3 3和和H H2 2SOSO4 4，那么我国降水的平均，那么我国降水的平均pHpH值为多少？而值为多少？而我国雨水我国雨水pHpH值实际范围是多少？解释上述估算雨水酸度偏高的值实际范围是多少？解释上述

3、估算雨水酸度偏高的原因，并讨论我国酸雨分布情况。原因，并讨论我国酸雨分布情况。2作业作业-3(2016-3(2016年年1212月月1212日日)(下次课交下次课交)3 3 臭氧光解产生臭氧光解产生O(O(1 1D),D),而而O(O(1 1D)D)跟水反应生成跟水反应生成OHOH自由基。对自由基。对O(O(1 1D)D)使用使用PSSAPSSA方法导出计算方法导出计算O(O(1 1D)D)的公式，并计算在低平流层与边的公式，并计算在低平流层与边界层的界层的 O(O(1 1D)D)浓度及浓度及OHOH生产速率生产速率.（采用以下条件，低平流层：（采用以下条件，低平流层：P=55.3hPa,T=

4、240K,P=55.3hPa,T=240K,HH2 2O/M=6x10O/M=6x10-6-6,O,O3 3=3.0=3.010101212 molec/cm molec/cm3 3;边界层：边界层：T=298K,RH=50%,T=298K,RH=50%,OO3 3=8.0=8.010101111 molec/cm molec/cm3 3。此外，。此外，O(O(1 1D)+MD)+M的反应常数可用的反应常数可用k=3.2k=3.21010-11-11 exp(70/T),cm exp(70/T),cm3 3 molec molec-1-1 s s-1-1,O(,O(1 1D)+HD)+H2 2

5、O O的反应取的反应取k=2.2k=2.21010-10-10 cm3 molec-1 s-1,O O3 3光解成光解成O(O(1 1D)D)的速率常数为的速率常数为6.06.01010-5-5 s s-1-1 ）3 第八章第八章 大气化学和气候大气化学和气候8.1 8.1 气候与气候变化气候与气候变化8.2 8.2 全球温度记录和太阳变率全球温度记录和太阳变率8.3 8.3 大气化学和气候变化大气化学和气候变化8.4 8.4 大气气溶胶的辐射效应大气气溶胶的辐射效应8.5 8.5 地球系统模式地球系统模式48.1 8.1 气候与气候变化气候与气候变化8.1.1 8.1.1 概述概述 传统的观

6、点认为传统的观点认为:气候是某一段适当平均时气候是某一段适当平均时间内天气的平均状况。间内天气的平均状况。与天气学的概念不同，天气学的时间尺度相对与天气学的概念不同，天气学的时间尺度相对较短，仅仅对应于大气。较短，仅仅对应于大气。实际平均时间：一般用实际平均时间：一般用3030年。年。经典气候概念中气候的三大要素：月平均气经典气候概念中气候的三大要素：月平均气温，月总降水量和月平均气压的温，月总降水量和月平均气压的3030年平均。年平均。也有人提到，最基本的气候变量是全球年平均也有人提到，最基本的气候变量是全球年平均气温。气温。5 十年到几百年时间尺度的全球气候变化与大气化十年到几百年时间尺度

7、的全球气候变化与大气化学组成变化的关系十分密切。近代分子光谱学和辐学组成变化的关系十分密切。近代分子光谱学和辐射传输理论已经证明，在大气中许多微量气体和痕射传输理论已经证明，在大气中许多微量气体和痕量气体。如量气体。如H H2 2O,COO,CO2 2,O,O3 3,CH,CH4 4,N,N2 2O,CFCsO,CFCs等在地气系统的等在地气系统的辐射收支，能量平衡中起着决定性的作用辐射收支，能量平衡中起着决定性的作用,是当今气是当今气候形成的主要因素。候形成的主要因素。大气化学组成变化：新的大气组分的出现，如大气化学组成变化：新的大气组分的出现，如CFCsCFCs、已有大气组分浓度的变化、已

8、有大气组分浓度的变化.近年来，在气候学研究中全球气候系统的概念逐渐近年来，在气候学研究中全球气候系统的概念逐渐取代了气候的概念，但并不完全相同。气候系统是取代了气候的概念，但并不完全相同。气候系统是指由大气、海洋、陆地表面、冰雪圈和生物圈等组指由大气、海洋、陆地表面、冰雪圈和生物圈等组成的相互作用的整体。成的相互作用的整体。气候系统是一个非线性的开放系统。气候系统是一个非线性的开放系统。6政府间气候变化专门委员会政府间气候变化专门委员会IPCC-2IPCC-2（19951995）：至）：至少在过去的少在过去的100100年中观测的全球变暖是大于过年中观测的全球变暖是大于过去去600600年的自

9、然气候变化率的最好估计，有证年的自然气候变化率的最好估计，有证据显示气候对温室气体和硫酸盐气溶胶的响据显示气候对温室气体和硫酸盐气溶胶的响应与温度变化的地理、季节和垂直分布格局应与温度变化的地理、季节和垂直分布格局有关。这些结果指向人类对全球气候的影响。有关。这些结果指向人类对全球气候的影响。但是许多关键因子，包括长期的自然变率的但是许多关键因子，包括长期的自然变率的不确定性和温室气体和气溶胶强迫的精细演不确定性和温室气体和气溶胶强迫的精细演化格局限制了目前我们定量人类对气候影响化格局限制了目前我们定量人类对气候影响的能力。的能力。7 IPCC IPCC先后出版了五次评估报告和一系先后出版了五

10、次评估报告和一系列特别报告，比较全面系统地总结、评列特别报告，比较全面系统地总结、评估了这一领域的过去研究成果和存在的估了这一领域的过去研究成果和存在的问题。近几年来，在不断深入研究这些问题。近几年来，在不断深入研究这些大气化学成分的源汇，温室气体对气候大气化学成分的源汇，温室气体对气候变化及气候变化对大气化学成分变化的变化及气候变化对大气化学成分变化的单向影响的同时，注重研究他们间的相单向影响的同时，注重研究他们间的相互作用，即反馈作用。互作用，即反馈作用。8工业革命以来气候变化的辐射强迫增温降温温室气体大气气溶胶（悬浮在大气中的0.001到几十微米的颗粒物）卤化碳N2OCH4CO2气溶胶间

11、接效应土地利用（反照率）平流层臭氧硫酸盐化石燃料燃烧(有机碳)生物质燃烧对流层臭氧化石燃料燃烧(黑碳)矿尘航天航空凝结尾流卷云太阳变化IPCC，2001增温？降温？可信度高 中等 中等 低 很低 很低 很低 很低 很低 很低 很低 很低辐射强迫W.m-2能否抵消温室气体的增温效果9200710Figure 8.15|Bar chart for RF(hatched)and ERF(solid)for the period 17502011,where the total ERF is derived from Figure 8.16.Uncertainties(5 to 95%confiden

12、ce range)are given for RF(dotted lines)and ERF(solid lines).IPCC-511 控制全球气候系统的基本过程是入射太阳短波辐控制全球气候系统的基本过程是入射太阳短波辐射的加热和射出地球长波辐射的冷却。这种加热和冷射的加热和射出地球长波辐射的冷却。这种加热和冷却及其时空差异是驱动大气和海洋的运动和变化的原却及其时空差异是驱动大气和海洋的运动和变化的原动力。大气是气候系统中最容易变化的部分，也是气动力。大气是气候系统中最容易变化的部分，也是气候系统的主体部分。候系统的主体部分。大气环流实现南北方向上的热量输送是气候系统中最大气环流实现南北方向

13、上的热量输送是气候系统中最重要的宏观能量过程重要的宏观能量过程,可以说大气在整个能量的输送可以说大气在整个能量的输送和转化过程中起着重要作用。和转化过程中起着重要作用。全球平均能量收支全球平均能量收支13Figure 2.11:|Global mean energy budget under present-day climate conditions.Numbers state magnitudes of the individual energy fluxes in W m2,adjusted within their uncertainty ranges to close the ene

14、rgy budgets.Numbers in parentheses attached to the energy fluxes cover the range of values in line with observational constraints.(Adapted from Wild et al.,2013.)新新148.1.2 8.1.2 辐射辐射 任何物体（任何物体（T0KT0K）都以电磁波形式发射能量，同时也）都以电磁波形式发射能量，同时也接受来自周围的电磁波（物质的本性决定），一般将接受来自周围的电磁波（物质的本性决定），一般将这种电磁波能量本身叫辐射能，而这种能量传播方式

15、这种电磁波能量本身叫辐射能，而这种能量传播方式称为辐射。称为辐射。射至物体的辐射能，一部分会被物体吸收（变为内能或射至物体的辐射能，一部分会被物体吸收（变为内能或其他形式能量），一部分为被反射回去，而另一部分其他形式能量），一部分为被反射回去，而另一部分则会透过物体。则会透过物体。能量平衡：能量平衡：Q Qi i=Q=Qa a+Q+Qr r+Q+Qt t,吸收率吸收率+反射率反射率+透射率透射率=A+R+t=1=A+R+t=1物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的性质而改变。物体的性质而改变。Qt15黑体：对任何波长的辐射都能全部

16、吸收（黑体：对任何波长的辐射都能全部吸收（A=1A=1）的物体，）的物体，只对某一波长全部吸收，则对该波长为黑体。只对某一波长全部吸收，则对该波长为黑体。灰体：物体的吸收率不随波长而变，但灰体：物体的吸收率不随波长而变，但A1A1。基尔霍夫定律：基尔霍夫定律：在一定温度下，对某一特定波长而言，在一定温度下，对某一特定波长而言，任何物体的辐出度与吸收率之比是一个普适函数，该任何物体的辐出度与吸收率之比是一个普适函数，该函数只与温度和波长有关，而与物体的其它性质无关。函数只与温度和波长有关，而与物体的其它性质无关。即具有选择吸收性。即具有选择吸收性。它将物体的放射与吸收联系起来了，只要知道某物它将

17、物体的放射与吸收联系起来了，只要知道某物体的吸收率就可以知道其放射率，反之亦然。体的吸收率就可以知道其放射率，反之亦然。它把各种物质的吸收、放射与黑体的辐射能力联系起它把各种物质的吸收、放射与黑体的辐射能力联系起来。使我们可以通过研究黑体的辐射来了解一般物体来。使我们可以通过研究黑体的辐射来了解一般物体的辐射。的辐射。16普朗克定律：普朗克定律：19001900年普朗克用量子的概念，将辐射当做不连年普朗克用量子的概念，将辐射当做不连续的量子发射，成功地得到了与实验符合的绝对黑体辐射续的量子发射，成功地得到了与实验符合的绝对黑体辐射率仅是波长和温度的函数，单位为率仅是波长和温度的函数，单位为W

18、Wm m-2-2mm-1-1：FB(,T)=c1/5(exp(c2/T)-1)C1=2 c2h=3.7427 108 W m4 m-2 C2=ch/k=14388 m K黑体的分光辐出黑体的分光辐出(亮）度（亮）度（W Wm m-2-2mm-1-1 srsr-1-1）：）：B=F/B=F/斯蒂芬斯蒂芬-玻尔兹曼定律玻尔兹曼定律 :1879:1879年斯蒂芬由实验发现，年斯蒂芬由实验发现，绝对黑体的积分辐射能与其温度的绝对黑体的积分辐射能与其温度的4 4次方成正比，次方成正比，18841884年玻尔兹曼从热力学理论得到了这个公式。年玻尔兹曼从热力学理论得到了这个公式。17 F=F=T T4 4,

19、=5.6696=5.6696 1010-8-8(W m(W m-2-2 K K-4-4)为斯蒂芬为斯蒂芬-玻尔兹曼常数玻尔兹曼常数维恩定律维恩定律:1893:1893年维恩从热力学理论得到黑体辐射年维恩从热力学理论得到黑体辐射光谱极大值对应的波长光谱极大值对应的波长(max)(max)与其本身温度与其本身温度(T)(T)的乘积为一常数的乘积为一常数 maxmax=/T,/T,=2897.8=2897.8 m K (m K (F FB B/=0)=0)因此，因此，T=5800 K,T=5800 K,maxmax=0.50=0.50 m;m;T=288 K,T=288 K,maxmax=10=10

20、 m m188.1.3 8.1.3 地球地表有效温度地球地表有效温度 太阳辐射与地球辐射：太阳表面温度与地球大气温度太阳辐射与地球辐射：太阳表面温度与地球大气温度差别很大，两者辐射能量集中的光谱段不同。从图中可差别很大，两者辐射能量集中的光谱段不同。从图中可看到出现分离点大概在看到出现分离点大概在5 5 m m。尽管太阳辐射的积分辐出。尽管太阳辐射的积分辐出度在所有的波段都远大于地球的，但因日地距离，到达度在所有的波段都远大于地球的，但因日地距离，到达大气上界的太阳的长波辐射通量密度只有大气上界的太阳的长波辐射通量密度只有10W/m10W/m2 2,比地比地球的要小很多。球的要小很多。19单位

21、时间太阳发射的总辐射能单位时间太阳发射的总辐射能E Es s(T(Ts s=5800K)=5800K)：E Es s=T Ts s4 4 4 4 R Rs s2 2(R(Rs s=6.96=6.96 10105 5 km)km)地球在离太阳约地球在离太阳约d=1.50d=1.50 10108 8 km km处（日地平均距离），处（日地平均距离），因此到达地球的太阳辐射通量：因此到达地球的太阳辐射通量：S S0 0=E=Es s/4/4 d d2 2 1370 1370 W/mW/m2 2(太阳常数），该太阳辐射通量被地球上横截面太阳常数），该太阳辐射通量被地球上横截面为为 R RE E2 2所

22、吸收，而被吸收的一部分所吸收，而被吸收的一部分 A A被云、雪等反射被云、雪等反射回空间回空间,A,A称行星反照率，那么地球表面单位面积吸称行星反照率，那么地球表面单位面积吸收的平均太阳辐射为：收的平均太阳辐射为：F Fs s=S=S0 0 R RE E2 2(1-A)/(4(1-A)/(4 R RE E2 2)=S)=S0 0(1-A)/4(1-A)/4 那么太阳短波平均辐照度：那么太阳短波平均辐照度：240 W m240 W m-2-220太阳常数太阳常数:在日地平均距离条件下，地球大气在日地平均距离条件下，地球大气上界垂直于太阳光线的面上所接受的太阳辐上界垂直于太阳光线的面上所接受的太阳

23、辐射通量密度。射通量密度。21 A A：应该指入射太阳辐射中被反射到空间的那部分应该指入射太阳辐射中被反射到空间的那部分分数分数,叫全球平均行星反照率叫全球平均行星反照率(未被吸收的太阳辐未被吸收的太阳辐射射/入射太阳辐射入射太阳辐射).).对对A A有贡献的是云、空气分子有贡献的是云、空气分子的散射、大气气溶胶粒子的散射和地表本身的反的散射、大气气溶胶粒子的散射和地表本身的反射射(地表平均反照率地表平均反照率,A,As s).).如果将地球当黑体处理（其实在可见光处不是），如果将地球当黑体处理（其实在可见光处不是），那么地球（没有大气）发射那么地球（没有大气）发射 F FL L=T Te e

24、4 4 根据根据 F Fs s=F=FL L,计算得到：计算得到：A=0.3A=0.3时时,地表年平均温度地表年平均温度255K255K，约，约-18-18。22若考虑若考虑F Fs s的日变化、季节变化和随纬度的变化的日变化、季节变化和随纬度的变化,得到得到TeTe：白天极高，晚上极低，冬夏之差也很大，赤道附近也比白天极高，晚上极低，冬夏之差也很大，赤道附近也比两极地区高得多。两极地区高得多。如果太阳常数变化如果太阳常数变化10 Wm10 Wm-2-2(0.7%),Te(0.7%),Te会约变化会约变化0.5K,0.5K,该该值也相当于反照率变化值也相当于反照率变化0.0050.005（在（

25、在A=0.3A=0.3附近）。附近）。8.1.4 8.1.4 地球大气的作用地球大气的作用实际上（有大气），实际上（有大气），TeTe1414（1515），而且日变化和），而且日变化和季节变化幅度大为减小，随纬度的变化也比较平稳。季节变化幅度大为减小，随纬度的变化也比较平稳。地球表面的黑体温度地球表面的黑体温度 Te=15,Te=15,相当于释放相当于释放390Wm390Wm-2-2地球地球-大气系统的黑体温度大气系统的黑体温度 Te=-18,Te=-18,相当于释放相当于释放240Wm240Wm-2-233K33K的差的差:温室效应温室效应。23大气对辐射的影响大气对辐射的影响大气对辐射的影

26、响大气对辐射的影响反射反射散射散射散射散射吸收吸收吸收吸收 (吸吸吸吸收物加热收物加热收物加热收物加热)24SolarradiationLong-waveradiationT=-18CSolarradiationLong-waveradiationT=15CNatural25Long-waveradiationSolar radiationT=15CNaturalIllustrating greenhouse effect26Solar radiationLong-wave radiationT=15CNaturalSolar radiationLong-wave radiationT=15+

27、TCEnhanced27 在被地表在被地表大气系统吸收的太阳辐射大气系统吸收的太阳辐射240 W240 Wm m-2-2中有中有7979是被大气微量成分（气体气溶胶）以及云吸收是被大气微量成分（气体气溶胶）以及云吸收,地表辐射的长波也会被大气微量成分吸收。地表辐射的长波也会被大气微量成分吸收。温室效应和温室效应气体：温室效应和温室效应气体：人们通常将大气中某些气体人们通常将大气中某些气体允许太阳短波辐射透过（吸收很少）照射到地面上，而允许太阳短波辐射透过（吸收很少）照射到地面上，而对地面的长波辐射有吸收作用，同时它们向地面发射长对地面的长波辐射有吸收作用，同时它们向地面发射长波辐射使地面增温，

28、类似于温室的玻璃房子作用效果，波辐射使地面增温，类似于温室的玻璃房子作用效果，称为温室效应，而这些气体成分叫做称为温室效应，而这些气体成分叫做“温室效应温室效应”气体。气体。气体（温室气体），增强的温室效应气体（温室气体），增强的温室效应.直接的温室气体直接的温室气体:H:H2 2O,COO,CO2 2,CH,CH4 4,N,N2 2O,OO,O3 3和和CFCsCFCs。间接温室气体间接温室气体:通过化学反应而导致直接温室气体浓度变化的某通过化学反应而导致直接温室气体浓度变化的某些气体成分称为间接温室气体。（些气体成分称为间接温室气体。（COCO）而对太阳辐射和地表热辐射有吸收的大气成分还包

29、括而对太阳辐射和地表热辐射有吸收的大气成分还包括O O2 2,气溶胶粒气溶胶粒子等。子等。28Isaksen et al.2009,AE29Fnet=FS-FL Fnet=FS-FL-Fnet=S0(1-A)/4-FL 向下净辐射通量向下净辐射通量 Fnet(1)(1)地球轨道和太阳辐射的变化地球轨道和太阳辐射的变化(2)(2)反照率的变化反照率的变化,包括地表反照率的变化（土包括地表反照率的变化（土地利用等）、大气气溶胶含量的变化、吸收地利用等）、大气气溶胶含量的变化、吸收太阳辐射的气体含量的变化（太阳辐射的气体含量的变化（O O3 3)(3)(3)影响影响F FL L的大气成分变化（气体）

30、的大气成分变化（气体）308.2 8.2 全球温度记录和太阳变率全球温度记录和太阳变率 全球温度记录有各种源全球温度记录有各种源过去过去140140年的气温记录年的气温记录过去过去10001000年的气温记录年的气温记录过去过去1800018000年年南极过去南极过去1515万年的气温万年的气温过去过去8080万年万年过去过去1 1亿年。亿年。31过去过去1 1亿年全球平均地表温亿年全球平均地表温度重建的示意图度重建的示意图Seinfeld-Seinfeld-书书32TemperatureCO2Vostok Ice Core Records showing strong correlation

31、s between Temperature and the Carbon Cycle over the last 400,000 years33Source:IPCC TAR 2001Variations of the Variations of the Earths Surface Earths Surface Temperature*Temperature*relative to 1961-1990 averagerelative to 1961-1990 average34Box 2.2,Figure 1|(a)Globalmeansurfacetemperature(GMST)anom

32、aliesrelativetoa19611990climatologybasedonHadCRUT4annualdata.Thestraightblacklinesareleastsquarestrendsfor19012012,19011950and19512012.(b)Samedataasin(a),withsmoothingspline(solidcurve)andthe90%confidenceintervalonthesmoothcurve(dashedlines).Notethatthe(stronglyoverlapping)90%confidenceintervalsfort

33、heleastsquarelinesin(a)areomittedforclarity.IPCC-535太阳黑子的年平均数太阳黑子的年平均数Seinfeld-Seinfeld-书书36Seinfeld-Seinfeld-书书太阳常数的变化太阳常数的变化378.3 8.3 大气化学和气候变化大气化学和气候变化 正在变化的气候不仅通过温度和降水变化正在变化的气候不仅通过温度和降水变化影响大气化学，而且因大气输送过程变化，有影响大气化学，而且因大气输送过程变化，有生物源的物种收支的变化，植被覆盖的变化，生物源的物种收支的变化，植被覆盖的变化，污染物从城市污染物从城市/区域环境输出到全球的速率变化区域

34、环境输出到全球的速率变化等影响大气化学。等影响大气化学。1 大气成分变化对气候的影响大气成分变化对气候的影响2 气候变化对大气化学成分的影响气候变化对大气化学成分的影响3 大气化学成分变化与气候变化双向耦合研究大气化学成分变化与气候变化双向耦合研究 388.3.1.1 8.3.1.1 大气成分对辐射的吸收大气成分对辐射的吸收 大气中很多成分在特定的电磁波段都有吸收作用。分大气中很多成分在特定的电磁波段都有吸收作用。分子的总能量是由子的总能量是由电子能量、原子在其分子平均位置电子能量、原子在其分子平均位置周围振动的振动能量及分子转动能量周围振动的振动能量及分子转动能量。当分子从某。当分子从某一个

35、低能级跃迁至高能级时对应着吸收某一特定波一个低能级跃迁至高能级时对应着吸收某一特定波长的辐射，同样也发射辐射能从高能级回到低能级。长的辐射，同样也发射辐射能从高能级回到低能级。它们相应的能量为紫外和可见光（它们相应的能量为紫外和可见光（161290-8064.5 161290-8064.5 cm-1,0.062-1.24cm-1,0.062-1.24 m m）,红外光（红外光（8064-403.2,8064-403.2,1.24-24.81.24-24.8），红外和微波（），红外和微波（403.2-0.8064 cm-1,403.2-0.8064 cm-1,24.824.8 m m-12.4

36、cm-12.4 cm）.吸收波长在吸收波长在5-505-50 m m常被称为温室气体（浓度足够常被称为温室气体（浓度足够高并吸收一定量的长波辐射）。高并吸收一定量的长波辐射）。8.3.1 8.3.1 大气成分变化对气候的影响大气成分变化对气候的影响39紫外光在平流层的吸收是紫外光在平流层的吸收是100%100%有效（有效（O2+O3O2+O3），可见光波长的光子），可见光波长的光子能量对电子跃迁太低，对振动太高，因而透明，而大气对红外能量对电子跃迁太低，对振动太高，因而透明，而大气对红外波长几乎波长几乎100%100%有效（温室气体的存在），但有一个有效（温室气体的存在），但有一个8-13 8

37、-13 m m的的窗（只有臭氧在窗（只有臭氧在9.69.6有强吸收，大气只是一个弱吸收剂）。有强吸收，大气只是一个弱吸收剂）。408.3.1.2 8.3.1.2 简单的温室简单的温室气体模式气体模式将大气看作等热层，将大气看作等热层，对太阳透明，吸收对太阳透明，吸收地表辐射的一部分地表辐射的一部分f.f.地球地球+大气的能量平衡：大气的能量平衡：S S0 0(1-A)/4=(1-f)(1-A)/4=(1-f)T T0 04 4 +f+f T T1 14 4 大气：大气：f f T T0 04 4=2f=2f T T1 14 4 联合得到：联合得到：S0(1-A)/4=(1-f/2)T04T0=

38、(S0(1-A)/(4(1-f/2)1/4地表地表 T0大气大气 T T1 1进来的进来的太阳辐太阳辐射射 S0(1-A)/4射出地面射出地面长波辐射长波辐射41显然，增加温室气体导致显然，增加温室气体导致f f增加，从而增加，从而T T0 0增加。增加。如如T T0 0=288K,=288K,那么那么f=0.77,Tf=0.77,T1 1=241K(H=7km)=241K(H=7km)8.3.1.3 8.3.1.3 直接辐射影响直接辐射影响 可使用辐射对流模式估计某一成分的丰度变化的直可使用辐射对流模式估计某一成分的丰度变化的直接的无反馈的辐射效应（湿度和云量固定）。接的无反馈的辐射效应（湿

39、度和云量固定）。如：标准的如：标准的 COCO2 2加倍的情景，在对流层顶净的辐射通量加倍的情景，在对流层顶净的辐射通量改变是改变是4 W4 Wm m2 2，2/32/3是对流层射出红外辐射减少，是对流层射出红外辐射减少，1/31/3平流层向下辐射的增加。平流层向下辐射的增加。辐射强迫是对某个因子改变地球辐射强迫是对某个因子改变地球大气系统射入和逸出能大气系统射入和逸出能量平衡影响程度的一种度量，它同时是一种指数，反量平衡影响程度的一种度量，它同时是一种指数，反映了该因子在潜在气候变化机制中的重要性。正强迫映了该因子在潜在气候变化机制中的重要性。正强迫使地球表面增暖，负强迫则使其降冷。使地球表

40、面增暖，负强迫则使其降冷。IPCCIPCC报告中的报告中的辐射强迫值，是某一个时间段的差值辐射强迫值，是某一个时间段的差值,如如20052005年相对年相对于工业化前（定义为于工业化前（定义为17501750年）。年）。42辐射强迫辐射强迫(RF)和有效辐射强迫和有效辐射强迫(ERF)RF:RF:当平流层温度重新调节到辐射平衡，但地表和当平流层温度重新调节到辐射平衡，但地表和对流层温度以及像水汽和云覆盖一样的状态变量被对流层温度以及像水汽和云覆盖一样的状态变量被固定在未扰动的值时，地表对流层体系的辐射强固定在未扰动的值时，地表对流层体系的辐射强迫就是对流层顶净向下辐射通量的变化，迫就是对流层顶

41、净向下辐射通量的变化，W Wm m-2-2 （IPCC).IPCC).ERF:ERF:当允许大气温度、水汽和云调整，但保持地当允许大气温度、水汽和云调整，但保持地表温度或部分地表条件不变后，表温度或部分地表条件不变后，ERFERF就是大气顶净向就是大气顶净向下辐射通量的变化（地表条件一般取下辐射通量的变化（地表条件一般取SSTSST和和SIC).(IPCC-5)SIC).(IPCC-5)43辐射强迫的估算辐射强迫的估算 大气顶：大气顶：F Finin=S=S0 0/4,F/4,Foutout=S=S0 0A/4+SA/4+S0 0(1-A)/4(1-A)/4 反射的短波反射的短波 长波（长波（

42、1-f/2)1-f/2)T T0 04 4 温室气体增加温室气体增加 m,Fm,Finin=F=Foutout-F F F=(1-f/2)F=(1-f/2)T T0 04 4-(1-(f+-(1-(f+f)/2)f)/2)T T0 04 4=f f T T0 04 4/2/2现在假定扰动现在假定扰动 f f保持一段时间，最终达到平衡，那么保持一段时间，最终达到平衡，那么温度增加了温度增加了 T T0 0新平衡：新平衡：S S0 0(1-A)/4=(1-(f+(1-A)/4=(1-(f+f)/2)f)/2)(T(T0 0+T T0 0)4 4 44如果足够小的扰动，那么如果足够小的扰动，那么 (

43、1-f/2)(1-f/2)T T0 04 4=(1-(f+=(1-(f+f)/2)f)/2)(T(T0 04 4+4T+4T0 03 3 T T0 0)T T0 0=f Tf T0 0/8(1-f/2)/8(1-f/2)=F/(4(1-f/2)F/(4(1-f/2)T T0 03 3)=F F 将数值代入，可得将数值代入，可得 =0.3 Km=0.3 Km2 2 WW-1-1如果如果18501850年来总年来总 F=2.5 W mF=2.5 W m-2-2,那么那么 T T0 0=0.8 K(=0.8 K(观测观测值为值为0.6K)0.6K)。458.3.1.4 8.3.1.4 气候敏感度气候

44、敏感度 （Climate Climate SensitivitySensitivity）这里的这里的 就是就是气候敏感度：相应气候敏感度：相应于一个特指强迫发生的全球温度的平均变化。于一个特指强迫发生的全球温度的平均变化。冰芯样品（冰芯样品（T T，COCO2 2等）等）（冰期间冰期）（冰期间冰期）:T/F5/7.1 T/F5/7.1 CO CO2 2加倍加倍:T5/7.1:T5/7.14.034.03 （全球模式（全球模式1.51.54.54.5）气候模式预报存在线性关系（全球平均辐射强迫气候模式预报存在线性关系（全球平均辐射强迫FF和和平衡全球平均表面温度变化），平衡全球平均表面温度变化）

45、，=0.3 0.3 to to 1.4 K 1.4 K(Wm(Wm-2-2)-1-1 468.3.1.5 8.3.1.5 间接化学效应间接化学效应通过大气组分的化学改变强迫大气辐射平衡变化。通过大气组分的化学改变强迫大气辐射平衡变化。O O3 3HOHO2 2OH+2OOH+2O2 2对流层对流层O O3 3浓度的增加导致浓度的增加导致OHOH增加增加因因NOxNOx，HCHC，CHCH4 4增加的直接排放，对流层增加的直接排放，对流层O O3 3似乎正在似乎正在增加。增加。估计臭氧增加（原来的估计臭氧增加（原来的2 2倍）已使海洋上的倍）已使海洋上的OHOH增加了增加了1010，陆地上大于，

46、陆地上大于1010。平流层臭氧下降，平流层臭氧下降，290nm290nm以下的光上升，光解速率会以下的光上升，光解速率会增加，导致增加，导致OHOH浓度升高浓度升高NMHCNMHC增加导致了增加导致了OHOH的减少的减少在低浓度的在低浓度的NOxNOx环境中，环境中，CHCH4 4+OH+OH47 长寿命气体主要是长寿命气体主要是COCO2 2，CHCH4 4，N N2 2O O和卤代碳化合物，和卤代碳化合物，后者在后者在IPCC AR4IPCC AR4中又分成两大类，第一类为氯氟碳化中又分成两大类，第一类为氯氟碳化物和氢氯氟碳化合物，第二类指氢氟碳化物，全氟碳物和氢氯氟碳化合物，第二类指氢氟

47、碳化物，全氟碳化物和六氟化硫。化物和六氟化硫。短寿命气体主要指对流层短寿命气体主要指对流层O O3 3、平流层、平流层O O3 3以及化学以及化学反应产生的平流层水汽的变化。反应产生的平流层水汽的变化。气溶胶气溶胶48IPCC(1995)IPCC(1995)估计从估计从1850185019901990的辐射强迫的辐射强迫COCO2 2 1.56 1.56CHCH4 4 0.47 0.47N N2 2O 0.14O 0.14CFClCFCl3 3 0.06 0.06CFCF2 2ClCl2 2 0.14 0.14 HCFC-22 0.08HCFC-22 0.08 2.452.45平流层臭氧损失平

48、流层臭氧损失 -0.2-0.2对流层臭氧增加对流层臭氧增加 0.550.55太阳变率太阳变率 0.10.10.50.5（0.30.3）8.3.1.6 辐射强迫值辐射强迫值49COCO2 2:280-393 ppm,(RF:1.66,1.72):280-393 ppm,(RF:1.66,1.72)CHCH4 4:0.7-1.8 ppm(RF:0.48):0.7-1.8 ppm(RF:0.48)N N2 2O:270-319 ppb(0.16)O:270-319 ppb(0.16)HFCsHFCs，PFCsPFCs和和SFSF6 6(东京协议气体东京协议气体 ):100-102 ppt):100-

49、102 ppt(0.017)(0.017)CFCsCFCs、HCFCsHCFCs、氯化碳、溴化碳和哈龙、氯化碳、溴化碳和哈龙 (蒙特利尔蒙特利尔条约条约 ):102ppt(0.32):102ppt(0.32)目前，目前，CHCH4 4+N+N2 2O0.6 WO0.6 Wm m2 2每分子的辐射强迫变化则是每分子的辐射强迫变化则是COCO2 2的的2121和和206206倍。倍。工业革命前工业革命前-现在现在(2005,2007)(2005,2007)的辐射强迫的辐射强迫(IPCC AR4,2007,Isaksen et al.2009)50水汽、臭氧、水汽、臭氧、NO2和气溶胶和气溶胶水汽、

50、臭氧、水汽、臭氧、NONO2 2和气溶胶和气溶胶在低对流层水汽有多达在低对流层水汽有多达1 1的变化，导致的变化，导致0.030.03的的RF;RF;IPCC AR4IPCC AR4报告采用的源于报告采用的源于CHCH4 4氧化的平流层氧化的平流层水汽水汽RFRF的最好估计为的最好估计为0.07W/m0.07W/m2 2;来自飞机废气的平流层水汽的贡献很小，来自飞机废气的平流层水汽的贡献很小，或许在未来是不可以忽略的或许在未来是不可以忽略的.51对流层对流层O O3 3是由是由COCO、CHCH4 4和非甲烷和非甲烷VOC(NMVOCs)VOC(NMVOCs)在在NOxNOx存在存在下由光化学