輻射強迫

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地球每年接收到幾乎恆定的入射太陽輻射量，其值大約是每平方米340瓦。

輻射強迫（英語：Radiative forcing），或譯為輻射驅動力、氣候強迫（climate forcing）[1] ，是由氣候變化的自然或人為因素引起的大氣能量通量變化，以瓦特/米2為單位。 [2]是用於量化和比較地球能量平衡變化的外部驅動因素的科學概念。 [3] :1–4相關的學術名詞還包括氣候系統反饋和內部可變性。

正輻射強迫意味着地球接收太陽輻射的能量多於它向太空釋放輻射的能量。這種能量的淨增益將導致地球氣候變暖。相反，負輻射強迫說明地球向太空輻出的能量多於它從太陽接收到的能量，從而導致地表冷卻。行星與其環繞的恆星和宇宙空間達到輻射平衡狀態時，稱為淨零輻射強迫，此時的行星表面溫度稱為行星平衡溫度。 [4]

科學家在對流層頂和平流層頂對地球上的輻射強迫進行了估算。輻射強迫值隨太陽活動強度、地表反照率、大氣中的溫室氣體和氣溶膠的濃度變化而變化。

輻射平衡[編輯]

大氣氣體只吸收某些波長的能量，但對其他波長是透明的。水蒸氣（藍色峰）和二氧化碳（粉紅色峰）的吸收模式在某些波長上重疊。二氧化碳不像水蒸氣那樣強烈的溫室氣體，但它會吸收水蒸氣較少吸收的波長（12-15 微米）的能量，從而部分關閉表面輻射的熱量通常會通過該「窗口」逸出到太空的「窗口」。 （插圖 NASA，羅伯特·羅德） [5]

幾乎所有影響地球氣候的能量都是以太陽輻射能的形式到達地球的。行星及其大氣層可以吸收和反射一些短波能量，而長波能量則被輻射回太空。吸收能量和釋放能量之間的平衡決定了全球平均溫度。因為大氣層吸收了一些地表輻射的長波能量，所以地球會比沒有大氣層時更溫暖（參見溫室效應）。

輻射平衡會因太陽活動強度、雲和大氣氣溶膠的反射、各種溫室氣體和地表的吸收，以及各種地表和雲的熱輻射強度等因素而發生變化。任何能夠導致輻射平衡狀態發生變化、輻射平衡溫度出現升降的因素都屬於輻射強迫。比如入射太陽光強度的變化、雲層和氣溶膠大量形成、大氣溫室氣體濃度變化、季節改變、地表植被類型改變，都會產生輻射強迫。

IPCC 報告[編輯]

不同類型的輻射強迫，IPCC 2013。

政府間氣候變化專門委員會(IPCC) 第四次評估報告報告將輻射強迫定義為： [6]

「輻射強迫是衡量一個因素對改變地球-大氣系統中輸入輸出能量平衡的影響的量度，是衡量該因素作為潛在氣候變化機制的重要性的指標。在本報告中，輻射強迫值是相對於 1750 年定義的工業革命前情況的變化，單位以瓦每平方米 (W/m2) 表示。」

簡單來說，輻射強迫是指「……在大氣層頂部測量的、地球每單位面積的能量變化率」。 [7]在氣候變化的背景下，「強迫」一詞僅限於由外部因素造成的地表-對流層系統輻射平衡的變化，平流層動力學沒有變化，運行中沒有地表和對流層反饋（即沒有由於對流層運動或其熱力學狀態的變化而引起的間接影響），並且沒有動態引起大氣水（包括蒸氣，液體和固體形式）的數量和分布的變化。

初步估算[編輯]

我們可以評估輻射強迫對氣候系統外部不同因素的依賴性。 [8]除非必要和註明，否則以下基本估計不包括通過地球系統響應發生的間接反饋（正或負）。強迫（ΔF）即行星總表面和指定時間間隔內的變化。在跨越數十年或更長時間的全球氣候強迫的背景下，估計值具有很大的參考意義。 [3]

由於太陽輻照度的變化而產生的強迫[編輯]

總太陽輻照度(TSI)包括所有波長的太陽輻照度，這個值按波長進行平均就得到太陽常數。在地球年平均軌道半徑（即一個天文單位）距離處的大氣層頂測量，可得太陽常數值約為 1361 Wm-2。[9]地球 TSI 隨太陽活動和行星軌道動力學而變化。自 1978 年以來，包括ERB 、ACRIM 1-3 、VIRGO和TIM [10] [11]在內的多種衛星儀器一直在持續測量 TSI，準確度和精度都日益提高。 [12]

將地球近似為一個球體，直面太陽一側的橫截面積 () 等於行星表面積（）的四分之一 。全球年平均每平方米地球大氣表面的太陽輻照度（) 就等於 TSI 的四分之一， ，基本為常值。

年周期[編輯]

地球沿着圍繞太陽的橢圓軌道運轉，因此在任何情況下接收到的 TSI 都會在大約 1321 W·m-2（7月初在遠日點）和1412 W·m-2 （1 月初在近日點）之間變化，或每年大約正負3.4%的變化。 [13]瞬時輻射強迫的變化對地球的季節性天氣模式和氣候帶影響較小，這主要是由於地球自轉軸相對公轉平面存在傾角，年年循環。 [14]在長達數十年的氣候變化背景下，這種重複的循環變化只會產生淨零強迫（根據定義）。

太陽黑子活動[編輯]

Line graph showing historical sunspot number count, Maunder and Dalton minima, and the Modern Maximum
400 年的太陽黑子歷史，包括蒙德極小期

在典型的 11 年太陽黑子活動周期過程中，年均 TSI 變化範圍在 1360 W·m -2和 1362 W·m -2 (正負0.05%) 之間。 [15]從大約公元 1600 年開始，人類就對太陽黑子進行觀測記錄，並顯示出更長周期的振盪（格萊斯堡周期、德弗里斯/蘇斯周期等）調節 11 年周期（施瓦貝周期）的證據。儘管太陽活動十分複雜，但 11 年周期一直是整個長期觀測記錄中幅度最為明顯的周期。 [16]

在年代際氣候變化的背景下，與太陽黑子有關的 TSI 變化產生了一個小但非零的淨強迫。 [12]一些研究表明，太陽黑子有可能在一定程度上影響了小冰河時期的氣候變化，這種變化也伴隨着火山活動和森林砍伐的變化。 [17]自 20 世紀末期以來，隨着太陽黑子活動的下降，平均 TSI 也呈現出小幅下降的趨勢。 [18]

米蘭科維奇循環[編輯]

在米蘭科維奇循環過程中，會出現太陽輻照度變化引起的氣候強迫。這個循環的周期約為 40,000 至 100,000 年。米蘭科維奇循環由地球軌道偏心率（或橢圓率）、軌道傾角和傾斜方向的類似長周期循環組成。[19]其中，100,000 年的偏心率周期導致的 TSI 波動約為正負0.2%。[20]目前，地球軌道的離心率正接近其最小值（即最接近圓形），導致年平均 TSI 下降非常緩慢。 [19]數值模擬實驗還表明，地球的軌道動力學將在至少未來 1000 萬年內保持穩定，包括這些周期性變化。[21]

太陽老化[編輯]

自大約 45 億年前形成以來，我們的太陽已經消耗了大約一半的氫燃料。 [22]在老化過程中，TSI 將繼續以每億年約 1% 的速度緩慢增加。這種變化率因為數量級太小而無法在一般測量中檢測到，在人類歷史的時間尺度上可以忽略不計。

TSI 強迫小結[編輯]

TSI 強迫（估計 10 年周期變化）
Δτ ΔF (W m -2 )
年周期 +/- 0.034 [13] 0（淨）
太陽黑子活動 +/- 5e-4 [15] +/- 0.1 [18] [23]
軌道移位 - 4e-7 [20] - 1e-4
太陽老化 + 1e-9 [22] + 2e-7

附表總結了過去十年中地球接收的太陽輻照度的最大部分變化 (Δτ)。前面討論的每一種變化都會產生以下影響：

,

其中 R=0.30 是地球的反射率。雖然可能有迄今尚未發現的太陽物理學機制，但就目前認知而言，由於太陽日照變化引起的輻射和氣候強迫會保持在較小的量級。 [18] [24]

由於反照率變化而產生的強迫[編輯]

一小部分入射太陽輻射被雲和氣溶膠、海洋和地貌、冰雪、植被以及其他自然和人造地表特徵反射。反射部分被稱為地球的球面反照率(R)，在大氣層頂部進行評估，全球平均年值約為 0.30 (30%)。地球吸收的太陽能的總比例為 (1-R) 或 0.70 (70%)。 [25]

大氣成分貢獻了大約四分之三的地球反照率，僅雲就占了一半。雲和水蒸氣的顯着作用與覆蓋地球地殼的大部分液態水的存在有關。已觀察到地球北半球和南半球的反照率基本相等（在 0.2% 以內），這一結論是值得注意的，因為超過三分之二的土地和 85% 的人口都分布在北半球。 [26]

1998 年以來，包括MODIS、VIIRs和CERES在內的多種衛星遙感儀器升空，長期持續監測地球的反照率。[27]一些研究也使用了自 1972 年以來可用的Landsat衛星圖像。 [28]近年來，衛星遙感儀器的測量精度有所提高，結果逐漸趨於一致，科學家們便更有把握評估行星反照率最近的年代際強迫影響。[26]儘管如此，現有的數據記錄歷史仍然太短，不能支持長期預測或解決其他相關問題。

年周期[編輯]

行星反照率的季節性變化可以理解為一組系統反饋，這些反饋主要是響應太陽強迫循環而發生的。除了大氣響應，對地表居民來說最明顯的是植被、雪和海冰覆蓋的變化。在一年的整個過程中觀察到地球平均反照率的年內變化約為 +/-0.02 (+/- 7%)，在每個太陽分點的時間附近每年出現兩次最大值。 [26]在長達數十年的氣候變化背景下，這種周期性循環有助於實現淨零強迫。

年際變化[編輯]

CERES (2000-2011) 測量的全球反照率異常。

由於自然過程、人類行為和系統反饋的變化，區域反照率每年都在變化。例如，人類砍伐森林的行為通常會提高地球的反射率，而在乾旱地區引入蓄水和灌溉可能會降低反照率。同樣考慮到反饋，極地的冰蓋損失與黑碳沉積會降低反照率，而中低緯度地區的荒漠化會增加反照率。

在 2000 年至 2012 年期間，在 CERES 測量值的 0.1% 標準偏差範圍內並沒有識別出地球反照率整體變化的趨勢。 [26]除了半球等效性之外，有研究員將目前地球反照率極小的年際差異解讀為行星反照率目前可能受到複雜系統反饋作用的限制。儘管如此，歷史證據表明，諸如大型火山爆發等罕見事件可能會嚴重擾亂行星反照率，並且持續數年或更長時間。 [29]

反照率強迫的計算[編輯]

反照率強迫（估計 10 年變化）
Δα ΔF (W m -2 )
年周期 +/- 0.07 [26] 0（淨）
年際變化 +/- 0.001 [26] -/+ 0.1

附表總結了 21 世紀前十年地球反照率測量的變化比例值(Δα)。與 TSI 類似，由於行星反照率 (Δα) 的微小變化引起的輻射強迫為：

.

衛星觀測表明，儘管最近發生了自然和人為導致的變化，地球系統的各類反饋還是能使行星反照率大致保持穩定。 [27]但是在較長的時間尺度上，這種外部變化所產生的淨強迫是否仍然保持在很小的數量級，則充滿了不確定性。

由於大氣氣體的變化而產生的強迫[編輯]

二氧化碳加倍情況下的輻射強迫，由輻射傳輸代碼 Modtran 計算得出。紅線是普朗克曲線。

對於充分混合的溫室氣體，檢查大氣條件下每條譜線的大氣輻射傳輸代碼可用於計算強迫變化 ΔF 作為其濃度變化的函數。這些計算可以簡化為針對某種特定氣體的代數公式。

二氧化碳[編輯]

二氧化碳的輻射強迫簡化一階近似表達式為： [30]

,

其中C是二氧化碳濃度，單位為百萬分之幾 (ppm)， C0是參考濃度 (278 ppm，1750年) ，是在人類工業革命之前的二氧化碳濃度。

在過去的幾十年裡（大約從 1950 年開始），人類活動釋放到大氣中的溫室氣體含量增長得特別迅速。截至 2020 年，二氧化碳濃度已經增加 50% (C/C0 = 1.5)， 對應的輻射強迫效應為 。相比之下，根據最基本的估計，當 TSI 持續增加 1% 或反照率減少 2% 才能產生類似幅度的強迫效應。假設目前的排放增長方式沒有變化，未來幾十年內二氧化碳濃度翻一番（C/C0 = 2）產生的輻射強迫效應大約為 ΔF = +3.7 W m-2 。

二氧化碳和輻射強迫之間的關係在濃度達到當前值的八倍左右時呈對數關係。此後增加的二氧化碳濃度，變暖效應逐漸減小。[31]然而，一階近似在較高濃度下是不準確的，並且二氧化碳對紅外輻射的吸收沒有飽和。 [32]

其他痕量氣體[編輯]

其他痕量溫室氣體也有一些不同的輻射強迫關係式，例如甲烷和N
2O（平方根相關）或氟氯烴（線性），其係數可在IPCC報告中找到。[33] 2016 年的一項研究提議對甲烷的 IPCC 報告公式進行重大修改。 [34]在描述近期增長趨勢的部分和IPCC 溫室氣體清單中也包括了地球大氣中最具影響力的一些痕量氣體產生的輻射強迫。

水蒸氣[編輯]

水蒸氣是地球的主要溫室氣體，目前約占所有大氣氣體輻射強迫的一半。它的整體大氣濃度幾乎完全取決於行星的平均溫度，並且溫度每升高一攝氏度 (°C)，就能提高多達 7%（另見：克勞修斯-克拉佩龍關係）。 [35]因此，在很長一段時間內，水蒸氣充當系統反饋的一環，放大了由二氧化碳和其他痕量氣體濃度增長產生的輻射強迫。 [36]

近年的增長趨勢[編輯]

1979年以來長壽命大氣溫室氣體輻射強迫（變暖影響下）接近翻倍。[37]
自1750年以來，工業時代等效二氧化碳濃度和AGGI變化。[38]
自從1979年以來，整體的氣體輻射強迫穩定在2%的增長速度。[39]

輻射強迫是用來比較不同人為溫室氣體隨時間不斷增加的變暖影響的一個有效量度。下面的表格和數據顯示自 1979 年開始，由NOAA的研究人員從大氣輻射傳輸模型中得出自工業革命以來地球大氣中長期存在且混合充分的溫室氣體的輻射強迫發生的變化。[39]該表包括來自二氧化碳(CO2)、甲烷(CH
4）、一氧化二氮（N
2O)、氯氟烴(CFC) 12和11，以及其他十五種鹵化氣體。[40]這些數據不包括壽命較短和混合不充分的氣體或氣溶膠的顯著強迫貢獻（包括甲烷和一些鹵素衰變產生的間接強迫）。這些數據也沒有考慮土地利用率或太陽活動的變化帶來的影響。

全球輻射強迫值 (相比於1750年, 單位), CO2等效混合比, 以及1979年以來每年溫室氣體指數 (AGGI)
年份 CO2 CH
4 		N
2O 		CFC-12 CFC-11 15種鹵代烴 Total 等效CO2濃度

ppm 		AGGI

1990 = 1 		AGGI

百分比變化
1979 1.027 0.406 0.104 0.092 0.039 0.031 1.699 382 0.786
1980 1.058 0.413 0.104 0.097 0.042 0.034 1.748 385 0.808 2.8
1981 1.077 0.420 0.107 0.102 0.044 0.036 1.786 388 0.826 2.2
1982 1.089 0.426 0.111 0.108 0.046 0.038 1.818 391 0.841 1.8
1983 1.115 0.429 0.113 0.113 0.048 0.041 1.859 394 0.860 2.2
1984 1.140 0.432 0.116 0.118 0.050 0.044 1.900 397 0.878 2.2
1985 1.162 0.437 0.118 0.123 0.053 0.047 1.940 399 0.897 2.1
1986 1.184 0.442 0.122 0.129 0.056 0.049 1.982 403 0.916 2.2
1987 1.211 0.447 0.120 0.135 0.059 0.053 2.025 406 0.936 2.2
1988 1.250 0.451 0.123 0.143 0.062 0.057 2.085 410 0.964 3.0
1989 1.274 0.455 0.126 0.149 0.064 0.061 2.130 414 0.984 2.1
1990 1.293 0.459 0.129 0.154 0.065 0.065 2.165 417 1.000 1.6
1991 1.313 0.463 0.131 0.158 0.067 0.069 2.199 419 1.016 1.6
1992 1.324 0.467 0.133 0.162 0.067 0.072 2.224 421 1.027 1.1
1993 1.334 0.467 0.134 0.164 0.068 0.074 2.239 422 1.034 0.7
1994 1.356 0.470 0.134 0.166 0.068 0.075 2.269 425 1.048 1.4
1995 1.383 0.472 0.136 0.168 0.067 0.077 2.303 428 1.064 1.6
1996 1.410 0.473 0.139 0.169 0.067 0.078 2.336 430 1.079 1.5
1997 1.426 0.474 0.142 0.171 0.067 0.079 2.357 432 1.089 1.0
1998 1.465 0.478 0.145 0.172 0.067 0.080 2.404 436 1.111 2.2
1999 1.495 0.481 0.148 0.173 0.066 0.082 2.443 439 1.129 1.8
2000 1.513 0.481 0.151 0.173 0.066 0.083 2.455 441 1.139 1.1
2001 1.535 0.480 0.153 0.174 0.065 0.085 2.492 443 1.151 1.2
2002 1.564 0.481 0.156 0.174 0.065 0.087 2.525 446 1.167 1.5
2003 1.601 0.483 0.158 0.174 0.064 0.088 2.566 449 1.186 1.9
2004 1.627 0.483 0.160 0.174 0.063 0.090 2.596 452 1.199 1.4
2005 1.655 0.482 0.162 0.173 0.063 0.092 2.626 454 1.213 1.4
2006 1.685 0.482 0.165 0.173 0.062 0.095 2.661 457 1.230 1.6
2007 1.710 0.484 0.167 0.172 0.062 0.097 2.692 460 1.244 1.4
2008 1.739 0.486 0.170 0.171 0.061 0.100 2.728 463 1.260 1.7
2009 1.760 0.489 0.172 0.171 0.061 0.103 2.755 465 1.273 1.2
2010 1.791 0.491 0.174 0.170 0.060 0.106 2.792 469 1.290 1.7
2011 1.818 0.492 0.178 0.169 0.060 0.109 2.824 471 1.305 1.5
2012 1.846 0.494 0.181 0.168 0.059 0.111 2.858 474 1.320 1.5
2013 1.884 0.496 0.184 0.167 0.059 0.114 2.901 478 1.340 2.0
2014 1.909 0.499 0.187 0.166 0.058 0.116 2.935 481 1.356 1.6
2015 1.938 0.504 0.190 0.165 0.058 0.118 2.974 485 1.374 1.8
2016 1.985 0.507 0.193 0.164 0.057 0.122 3.028 490 1.399 2.5
2017 2.013 0.509 0.195 0.163 0.057 0.124 3.062 493 1.374 1.6
2018 2.044 0.512 0.199 0.162 0.057 0.127 3.101 496 1.433 1.8
2019 2.076 0.516 0.202 0.161 0.057 0.129 3.140 500 1.451 1.8

數據表明，二氧化碳在總輻射強迫中占主導，而隨着時間的推移，甲烷和氯氟烴(CFC) 對總強迫的貢獻相對較小。 [39]自 1750 年起算，五種主要的溫室氣體占了長壽命溫室氣體導致直接輻射強迫增量的 96% 左右。剩下的 4% 則是由 15 種次要鹵化氣體產生。

觀測表明，2016 年的總強迫值為 3.027 W·m-2 ，加上氣候敏感度參數 λ 的普遍接受值 0.8 K /(W·m-2 )，意味着全球氣溫上升 2.4 K，遠大於目前觀測到的氣溫增加幅度（大約 1.2 K）。 [41]這種差異的部分原因是由於全球溫度在一定輻射強迫下達到平衡狀態的過程會存在滯後效應；一部分原因則是由於存在負的氣溶膠強迫[42]，實際氣候敏感度低於目前測定的值。[43]

該表格還包括「年度溫室氣體指數」（AGGI），其定義為，在測量數據充分條件下，某年份的長壽命溫室氣體的總直接輻射強迫與 1990 年測量值的比率。 [39]之所以選擇 1990 年，是因為它是《京都議定書》的基準年。該指數可以衡量的內容包括二氧化碳排放和吸收、甲烷和一氧化二氮源和匯的條件的年際變化，以及《蒙特利爾議定書》提及的導致臭氧層破壞的化學物質的大氣豐度下降值，還有這些物質的替代品（氫化 CFC (HCFC) 和氫氟烴 (HFC)）的增加量等等所帶來的影響。AGGI 的值主要與CO2有關。 2013 年，AGGI 為 1.34（表示自 1990 年以來，總直接輻射強迫增加了 34%）。自 1990 年以來，僅CO2產生的強迫效應就增加了約 46%。 不過，大氣中氟氯烴（CFC）含量的下降顯著緩和了淨輻射強迫的增加趨勢。

IPCC還有一個表格用來比較不同的氣候模式，包括所有類型的輻射強迫，而不僅僅是溫室氣體帶來的強迫。 [44]

直接觀測[編輯]

地球的全球輻射平衡隨着地球自轉和繞太陽運行而波動，並且隨着全球尺度的熱異常在陸地、海洋和大氣系統中出現和消散（例如厄爾尼諾-南方濤動）。 [45]因此，地球的「瞬時輻射強迫」（IRF）也是動態的，並且在整體變暖和變冷狀態之間自然波動。導致這些自然變化的周期性和複雜過程的組合通常會在持續長達幾年的時期內恢復，以產生淨零平均 IRF。這種波動也掩蓋了人類活動導致的長期（十年）強迫趨勢，因此對這種趨勢的直接觀察具有挑戰性。 [46]

NASA 地球科學部執行任務[47]

自 1998 年以來，美國宇航局的雲-地球輻射能量系統(CERES) 儀器一直在監測地球的輻射平衡。 [48] [49]該系統每次對全球的掃描都提供了對總（全天）瞬時輻射平衡的估計。該系統的數據記錄捕捉到了自然波動和人為對 IRF 的影響：包括溫室氣體、氣溶膠、地表等的變化。該數據集還包括對輻射不平衡的滯後輻射響應；這種滯後效應通過地球系統對溫度、地表反照率、大氣水汽和雲的反饋而產生。 [50] [51]

研究人員使用了來自 CERES、AIRS 、CloudSat和 NASA 地球觀測系統中其他衛星儀器的觀測值，以解析自然波動和系統反饋的貢獻。在多年數據記錄中刪除這些貢獻可以觀察大氣頂部 (TOA) IRF 中的人為趨勢。這些數據分析以一種計算效率高且獨立於大多數相關建模方法和結果的方式進行。由此，從 2003 年到 2018 年，直接觀測的輻射強迫量增加了+0.53 W·m-2 (+/-0.11 W·m-2) 。大約 20% 的增加量與大氣氣溶膠含量的減少有關，其餘 80% 中，大部分歸因於溫室氣體含量的增加。 [46] [52] [53]

由於全球二氧化碳含量增加，輻射失衡的上升趨勢在之前已被地面儀器觀測到。例如，位於俄克拉荷馬州和阿拉斯加的兩個大氣輻射測量(ARM) 站點，在晴空條件下都分別收集了此類測量結果。 [54]它們所有的直接觀測都發現，在2000～10年代，地表居民所經歷的相關輻射（紅外線）加熱效應增加了 +0.2 W·m-2 (+/-0.07 W·m-2 ) 。 [55] [56]除了只關注長波輻射和最有影響力的強迫效應氣體 (二氧化碳) 之外，由於經過大氣吸收的削弱，該結果成比例地小於大氣層頂處測得的強迫值。

氣候敏感性[編輯]

自 1850 年以來的 CO 2 、溫度和太陽黑子活動變化。

輻射強迫可用於估計由該強迫引起的穩態（通常表示為「平衡」）表面溫度 (ΔTs ) 的後續變化，如下式：

其中 λ 通常用來表示氣候敏感度，通常以 K/(W/m2) 為單位，Δ F是以 W/m2為單位的輻射強迫增量。 [57] 以λ=0.8 K/(W/m2)作為典型值來進行計算，由於CO2在這段時間內的增加（從278 到 405 ppm，對應約2.0 W/m2的輻射強迫增量），全球氣溫比 1750 年的參考溫度增加了約 1.6 K，假設大氣中的CO2混合比提升到工業革命前值的兩倍，則全球氣溫比當前溫度還將進一步上升 1.4 K；這兩個增溫值的計算都不考慮其他強迫。 [58]

從歷史上看，輻射強迫對特定類型的強迫（如溫室氣體）顯示的預測能力最好。[59]對於煤煙等其他人為效應，它的預測效果較差。一種被稱為「有效輻射強迫」或 ERF 的新框架消除了大氣中與長期表面溫度響應無關的快速變化的影響。[59] ERF 意味着驅動氣候變化的不同因素可以放在一個更平均的場景中，以便比較它們的影響，並且更便於統一了解全球地表溫度如何對各種類型的人類強迫產生響應。 [59]

相關度量[編輯]

根據定義輻射強迫類似的方法，也可以構建其他類型的度量方法。例如 Shine [60]提到「......最近的實驗表明，對於吸收性氣溶膠和臭氧的含量變化導致的輻射強迫的『預測能力』要差得多......我們提出了一種替代方案，即『調整對流層和平流層強迫』。我們開展的GCM計算結果表明，它是比輻射強迫更可靠的獲取 GCM 表面溫度變化的預測方法。它是補充輻射強迫作為比較不同機制的指標的候選者……」 。在這段話中，GCM 代表「全球環流模型」，「預測能力」並非指 GCM 預測氣候變化的能力，而是作者提出的替代工具幫助解釋系統響應的能力。

因此，輻射強迫的概念已經從最初的提法（現在稱為瞬時輻射強迫（IRF））逐漸演變為旨在更好地將輻射失衡與全球變暖（全球表面平均氣溫升高）聯繫起來的各種說法。目前，調整後的輻射強迫用不同的計算方法估計了當平流層溫度被調整到可以在平流層中實現輻射平衡的狀態時（在零輻射加熱率的前提下）的不平衡。這種新方法沒有估計對流層可能產生的任何調整或反饋（除了對平流層溫度的調整），為此引入了另一個概念，稱為有效輻射強迫（ERF）。 [61]ERF 是 CMIP6 輻射強迫分析[62]所推薦的指標，儘管平流層調整的方法仍然適用於那些被認為是對流層的調整和反饋不重要的情況，例如充分混合的溫室氣體和臭氧。[63] [64]一種名為輻射核方法的方法允許在基於線性近似的離線計算中估算氣候反饋的強弱[65]。

相關條目[編輯]

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外部連結[編輯]

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