气候变暖时地表能量分配变化使全球湖泊蒸发加速外文翻译资料

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气候变暖时地表能量分配变化使全球湖泊蒸发加速

Wei Wang ,Xuhui Lee , Wei Xiao , Shoudong Liu ,

Natalie Schult , Yongwei Wang ,Mi Zhang and Lei Zhao   

摘要：湖泊蒸发是反映水文对气候变化响应的敏感指标。据推测，每年湖泊蒸发的变化主要受地表太阳辐射的影响。在这里，我们报告了一个湖泊表面通量数值模型的模拟，输入了基于高排放气候变化情景的数据(代表性浓度路径8.5)。在我们的模拟中，到本世纪末，尽管地表的太阳辐射变化不大，但全球湖泊年蒸发量增加16%。我们将这一预计增加的一半归因于以下两个效果：一是在较温暖的气候下冰盖的周期较短，并且显热和潜热通量的比率降低，从而引导更多的蒸发能量。二是在低纬度地区，由于湖面变暖比空气变暖慢，导致更多长波辐射能量用于蒸发，每年的湖泊蒸发进一步增强。我们认为，在开阔海洋中，感热通量与潜热通量之比的类似变化有助于解释气候模式中降水对变暖敏感性的某些扩散。我们的结论是，准确预测地球表面的能量平衡对于评估水文对气候变化的反应至关重要。

引言

在气候系统中，湖泊代表湿面，蒸发仅受大气条件控制，因此对气候变化高度敏感。目前人们对气候变化对湖泊年蒸发E的影响的认识是，E主要受入射地表太阳辐射(Kdarr;)的限制，这一观点得到了PAN蒸发趋势与K_darr;变暗和变亮周期的密切关系的支持。然而，由于它们的热惯量忽略不计，而且缺乏冰物候，所以盘式蒸发并不是湖泊系统理想的替代物。世界上250，000个湖泊中约有85%位于中高纬度(北纬40°以北或南纬40°以南)，那里的水在一年中的某些部分仍保持冻结状态。冰周期的缩短将导致K_darr;的吸收增加，因为开敞水的反照率(A)比冰低得多。在开放水域季节，湖泊蒸发以受地表辐射能量限制的潜在速率进行。根据潜在蒸发的Priestley-Taylor(PT)模型，在气候变暖的情况下，湖泊波文比(beta;)将降低，其结果是分配更多的能量支持蒸发。降低a和beta;都会导致E增加。湖面温度对能量分配的这些变化的调节，构成了一种反馈机制，可以进一步增强E，也可以抑制E的上升。由于较快的蒸发速率，预计低纬度湖泊的表面将比覆盖的空气暖，从而导致较少长波辐射损失，因此可用于蒸发的长波净辐射能量更多。另一方面，高纬度湖泊增加对K_darr;的吸收会导致湖面变暖，由此产生的较高的地表长波辐射损失是对E的负反馈。这些机制与参与盘式蒸发的机理有着根本的不同。在这里，我们假设地表能量分配的变化是E湖对上升温度的反应的关键驱动因素。我们使用代表浓度路径(RCP)8.5气候变暖方案在地球系统模型中强制使用的湖泊模拟器来验证这一假设。湖泊模拟器具有真实反映地表通量、冰雪物候和沉积物换热的特点，并通过现场观测对其进行了广泛的测试。我们自己对其湖泊E计算的评估也显示了出色的性能(补充图1)。在该模型中，湖泊-大气相互作用发生在亚网格尺度上，全球湖泊分布(大小和深度)是根据全球湖泊和湿地数据库进行的。从2005年到2100年，经过120年的分拆，模拟每隔一小时进行一次.然后将子网格输出用于对表面能量平衡的离线诊断分析，以分离各种机制对模拟E变化的贡献。我们关注的是模拟的前10年(2091-2100年)和头10年(2006-2015年)之间的绝对变化，∆表示了这一变化。例如，∆ (lambda;E)是这两个周期之间的湖泊潜热通量差(最后一个周期的平均值减去第一个周期的平均值)。除非另有说明，所有数量均为按湖泊面积加权的平均值。

对湖泊蒸发变化的贡献

湖面温度调整遵循双峰模式(补充图2A)。与以前的湖泊模拟研究相一致，目前低纬度冰湖表面温度Ts的上升速度比空气温度Ta慢，而高纬度湖泊(当前冰期每年超过65天)的上升速度与Ta相同。卫星数据表明，低纬度和高纬度湖泊对气候变暖的反应不同。在低纬度，根据地表能量分配的内在生物物理理论，beta;(补充图2B)的减少很好地解释了Ts的缓慢调整，并与长期野外观测提供的实验证据相一致。这些湖泊的ts平均比Ta低0.6°C。因此，这些湖泊失去3.0Wm^-2的长波辐射能比Ts以与Ta相同的速度增加。作为比较， Ldarr;，温室气体在大气中积累引起的长波辐射变化为25.6Wm^-2，长波净辐射变化Ln为5.2Wm^-2。缓慢的Ts调整本质上是一个正反馈，它放大了湖泊蒸发对暖化的反应(补充图3B，c)。

图1. 气候变暖时湖泊蒸发变化的概念图。湖泊蒸发趋势既受波文比和反照率变化的能量分配影响，也受地表温度调节引起的地表辐射反馈的影响。

湖面温度调节

湖面温度调整遵循双峰模式(补充图2A)。与以前的湖泊模拟研究相一致，目前低纬度冰湖表面温度Ts的上升速度比空气温度Ta慢，而高纬度湖泊(当前冰期每年超过65天)的上升速度与Ta相同。卫星数据表明，低纬度和高纬度湖泊对气候变暖的反应不同。在低纬度，根据地表能量分配的内在生物物理理论，beta;(补充图2B)的减少很好地解释了Ts的缓慢调整，并与长期野外观测提供的实验证据相一致。这些湖泊的Ts平均比Ta低0.6 °C。因此，这些湖泊失去3.0 Wm^minus;2的长波辐射能比Ts以与Ta相同的速度增加。作为比较，温室气体在大气中积累引起的长波辐射变化为25.6 Wm^minus;2，长波净辐射变化Ln为5.2 Wm^minus;2。缓慢的Ts调整本质上是一个正反馈，它放大了湖泊蒸发对暖化的反应(补充图3B，c)。

图2. 年湖蒸发量的变化。a，Delta;E的空间分布(2091-2100平均减去2006-2015年平均数)。b，前10年(2006-2015年)和最后10年(2091-2100年)湖泊蒸发的纬向平均值。湖泊蒸发变化的分区平均值。

与陆地和海洋蒸发的比较

这里给出的结果可能是对气候变暖的水文响应的上限。陆地蒸发介于水有限和能源有限两种状态之间。虽然湖泊是能源有限的系统，但大多数陆地生态系统都是水资源有限的。在全球范围内，约80%的陆地蒸发的历史变化受到土壤水分限制的限制，至少一年的某些部分是这样的。虽然由于未来降水量的增加，土壤蒸发可能会减少，但由于气孔减少，大气CO₂倍增将减少1-4%，在RCP8.5下减少8%。

虽然全球湖泊蒸发的相对变化(16%)与大气水汽含量的预计增加相似，但海洋E对气温上升的敏感性要小得多。还可以通过框架来理解这种低灵敏度,表面能平衡。静音灵敏度的一个原因是在海洋中，季节性冰盖的比例要小得多。在湖泊中，因此对海洋蒸发的冰反照率可忽略不计。通过他的能量分配的变化仍然是对能量分配的一个大的贡献,增加E（补充图。4)，但海洋beta;温度敏感性小于PT模式预测(补充图5)，这意味着海洋蒸发在未来将向平衡方向移动。最后，根据历史数据和接近程度，海洋表面温度以相同的速率增加。换句话说，低纬湖泊预期缓慢调整的正反馈不适用于海洋蒸发。

全球降水温度敏感性

总之，我们的能量平衡分析支持了地表能量分配变化在全球湖泊蒸发未来变化中起着重要作用的假设。同样的能量平衡考虑也严重限制了开放海洋对大气的水通量，大气层是维持全球降水的主要水蒸气来源。气候模拟界面临的一个障碍是全球气候模式之间降水温度敏感性的巨大变化，迄今为止，对此的解释仍然难以解释。我们发现，在CMIP 5模式中，全球降水温度敏感性与海洋beta;温度敏感性高度相关，beta;敏感性和地表短波辐射的温度敏感性解释了近50%的降水敏感性在这些模式中的传播。通常，显示适度变化的模型在全球降水中，K和P也预测了全球降水的微弱增长。世纪末。气候模型界一直在重视顶部的能量平衡作为量化气候反馈的一种方式。我们研究表明，在对气候的水文响应方面变化，最重要的是对能量的准确预测平衡地球的表面。

图3. 湖泊潜热通量变化的归因。a，潜热通量的全球变化。B-f，热带(B)、温带(C)、干旱(D)、寒冷(E)和极地(F)气候潜热通量的变化。黑条显示，∆(lambda;E)之间的2091-2100和2006-2015预测的在线模型计算；红条表示∆(lambda;E)作为四分量贡献之和，蓝色条表示反照率变化的贡献，黄色条表示beta;变化的贡献，绿条表示大气强迫和表面反馈的变化的贡献，灰色条表示融雪能量变化的贡献。

图4. 温度控制湖波文比。A，beta;作为Ta的一个函数。每个数据点表示一个湖泊2005-2100年的平均值.B，beta;的温度敏感性。每个数据点表示2005-2100年期间湖面beta;对温度的线性回归得到的一个湖泊的敏感性。文中还给出了文献中的E湖数据和两种不同参数值(alpha;=1.26和1.31)的PT模型预测结果。湖的高度由h表示。

图5. CMIP 5模式的全球降水温度敏感性。a、全球降水(P)温度敏感性与beta;温度敏感性。b，全球P温度敏感性与复合指数-0.774dbeta;/dTa 0.013dKn/dTa相比，其中dKn/dTa是地表净短波辐射的温度敏感性。C，全球P温度敏感性与海洋E温度敏感性。实线表示线性回归，并注意到回归统计(N，模型数；R，线性相关系数)。中所示的统计数据中不包括用红色填充三角形标记的两个异常值，并注明了模型名称。

方法

湖泊模拟器是社区土地模型(CLM，版本4.5)的一部分，该模型使用一个嵌套层次结构，由4个陆地单位(冰川、城市、农业、植被和湖泊)组成，在次网格级别上表示陆地表面的非均质性。它明确考虑了热量在雪、冰、水、沉积物和基岩层中的扩散。水柱中的热扩散包括涡流扩散、风驱动混合、浮力对流、三维循环混合和分子传导的Henderson-Sellers公式。采用体传递法计算了湖面与上覆大气之间的热量、水分和动量场。冰和雪的物候学被参数化，类似于CLM中其他组分的相位解。在CLM层次结构中，湖泊模拟器在次网格级别上计算湖面格块的表面赋值。根据全球湖泊和湿地数据库以及为数值天气预报和气候模拟设计的全球湖泊覆盖和湖泊深度网格数据，确定了湖泊面积分数和湖泊深度。

历史和未来两个湖泊模拟，有较高的水平分辨率(网格大小：0.94°纬度times;1.25°经度)。这一历史模拟是利用1991-2010年CRUNCEP大气驱动场进行的，历时81年，头61年专门用于旋转。将计算的年蒸发量与文献中发现的湖泊蒸发数据进行比较，利用存在此类数据的年份和网格点来评价模型的性能(补充图1；补充表1)。未来的模拟是由社区地球系统模型(CESM)的2005-2100年大气输出驱动的，该模型是在RCP 8.5方案下运行的，经过了120年的发展。驱动大气输出是使用嵌入在CESM中的相同版本的CLM产生的，确保了一致性。这种方法基本上是从完全耦合的CESM运行中提取表面变量，产生与在线模拟几乎相同的输出。利用湖泊表层能量平衡的次网格变量，对全球湖泊蒸发的时空变化及其驱动因素进行离线诊断分析。

离线诊断分析表面能量平衡。

我们利用表面能量平衡分析来分离强迫变量、能量分配和表面反馈对模型预测的∆（lambda;E）的贡献，方法类似于先前的研究。根据地表能量平衡原理，给出了湖泊潜热通量lambda;E的计算公式。根据地表能量平衡原理，给出了湖泊潜热通量lambda;E的表达式:

(1)

其中L_darr;和L_uarr;分别是输入和输出长波辐射，G是蓄热项.低纬度湖泊的年平均G值为零，而中、高纬度地区的年平均G值是正的，这是由于融雪造成的能量消耗。

微分方程(1)，我们得到:

(2)

其中是地表净辐射，∆表示模型运行的最后10年(2091-2100)和头10年(2006-2015)之间的变化。方程(2)右侧的第一、第二、第三和第四术语表示来自Bowen比率或能量分配的变化的贡献，湖泊表面反照率、大气强迫和长波反馈，以及融雪能量。根据气候分类，这一诊断分析适用于全球范围和五个气候区(热带：17%湖区；温带：12%；干旱：7%；寒冷：54%；极地：10%)。为了便于表示，图2给出了大气强迫变化(∆K_darr;和∆L_darr;)和表面长波反馈(∆L_uarr;)的贡献之和；它们各自的贡献在补充图3中给出。离线诊断分析的四分量贡献之和与模型预测的∆lambda;E相一致，优于0.6 Wm^minus;2(图2)，表明非线性相互作用在大气强迫、能量分配和表面反馈之间可以忽略不计。由于此诊断分析基于单个模型的输出，因此图3中所示的结果没有误差条(与补充图4所示的海洋E的结果不同)。为了了解地表水温度对气候变暖的调节作用，根据地表能量分配的生物物理理论，将温差∆T_s-∆T_a的时间变化分为两个贡献，

(3)

当lambda;0是局地气候敏感性时，f是空气动力热阻和beta;的函数，f是无量纲能量再分配因子，且是净辐射，sigma;是斯蒂芬-玻尔兹曼常数。根据这一理论，表面温度随外界扰动的变化是局部长波辐射反馈和地表与上覆大气之间能量再分配的结果。这里的f是用湖模拟器计算出的鲍文湖比，用Stanton数为1.110^-3的湖泊和地面以上(U 50)处的风速(~50m)来确定的。根据方程(3)，∆Ts-∆<e

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