辐射强迫和温度
5.1.1。入射辐射
年平均
纬向的传入的太阳辐射的分布顶部的气氛在冬至年度均值和图5.2所示。它的分布是一个地球的球面几何学和的结果倾斜旋转的轴,在图5.3中描述。如果地球的轴不倾斜的轨道平面,平均入射通量会最大化的价值Smax = / n = 435 wm-2在赤道和两极单调下降为零。由于倾斜,然而,两极做接收太阳辐射在夏季的半年,因此年平均equator-to-pole差异降低,为图5.2表明。
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- 图5.2。年平均分配和冬至(见图5.4)传入的太阳辐射。轻微的倾斜分布,例如,南半球的冬至(12月21日)对应于极昼的边缘。
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- 图5.3。目前,地轴倾斜23.5°,指向北极星。我们素描传入的太阳辐射在地球是夏至斜向太阳。
季节性
每日平均辐射接收地球上任何时候变化在一年中有两个原因。首先,在图5.4中,地球的轨道围绕太阳不是圆形;地球是最接近太阳的大气顶部的太阳能通量事件因此maximizes-just北部冬至之后。然而,地球到太阳距离的变化小于±2%;虽然相应的太阳能通量的变化不是可以忽略不计,其贡献当地太阳能通量单位面积年变化在任何给定的纬度比因要少得多
9月22日
9月22日
图5.4。地球上描述了一个椭圆轨道绕太阳,极大地夸张的图中。最长的一天(最短)发生在夏天(冬天)冬至地球的自转轴指向太阳(离开)。地球是最远的从太阳(接近)远日点(近日点)。北半球的季节是贴上标签。
图5.4。地球上描述了一个椭圆轨道绕太阳,极大地夸张的图中。最长的一天(最短)发生在夏天(冬天)冬至地球的自转轴指向太阳(离开)。地球是最远在远日点(接近)太阳(近日点)。北半球的季节是贴上标签。
转动轴的倾斜。目前在地球的历史,从垂直自旋轴倾斜23.5°,北极几乎指向北极星。在北方夏至,北极是向着太阳的方向,和北半球一年中最长的一天。相反,在冬至北部北极倾斜远离太阳,和北半球的最短的一天。在春分和秋分,日间和夜间长度相等。
在冬季冬至没有入射辐射极(也没有在“极夜”)的地方,但有一天24小时阳光在夏天。正是因为这一原因,实际上入射辐射最大化(略)夏季极,当平均超过24小时,如5.2图所示。然而,夏天的吸收辐射极低,因为高反照率的雪和冰。
在继续之前,我们应该强调地球的倾斜和它的轨道围绕太阳常数但变化对很长时间尺度(订单104 - 105年)被称为米兰科维奇旋回。这些变化被认为扮演一个角色在很长的时间尺度气候变化,也许,在踱来踱去raybet雷竞技最新冰期-间冰期旋回节中,将讨论12.3.5。
5.1.2中。即将离任的辐射
净辐射的预算地球大气层系统,全年平均,图5.5所示。的吸收太阳辐射(输入-反映)有很强的最大在热带地区,它在哪里
90°S 60 30“30°年代0 N 80°N 90»N
图5.5。年平均太阳辐射吸收,发射长波辐射和净辐射,这两个的总和。长波辐射在赤道发出的轻微的下降是由于辐射(冷)的深对流云层,在图4.26中我们可以看到。
90°S 60 30“30°年代0 N 80°N 90»N
纬度
图5.5。年平均太阳辐射吸收,发射长波辐射和净辐射,这两个的总和。长波辐射在赤道发出的轻微的下降是由于辐射(冷)的深对流云层,在图4.26中我们可以看到。
波兰人的6倍多。长波辐射的纬度变化,然而,要少得多,这意味着实际的两极赤道的温度差异小于这将是如果热力学平衡的气氛在每个纬度,列的列。平均一年,有一个入射辐射的净盈余在热带和净赤字高纬度地区。自当地必须满足能量平衡,图5.5意味着必须有一个运输的能量从低到高纬度地区保持平衡(见问题1的这一章)。
5.1.3。大气的能量平衡
所需的运输是量化和绘制在图5.6基于卫星
90°S 60°30°年代0”30°N 60°N 90°N纬度
图5.6。向北的能源运输推导出由大气测量的传入和传出太阳能和地球辐射从ERBE卫星。单位是在PW = 1015 w(看到Trenberth和卡隆,2001)。这条曲线推导出通过整合“净辐射“子午绘制在图5.5。请参阅第11章更详细的讨论。
90°S 60°30°年代0”30°N 60°N 90°N纬度
图5.6。北方能源运输推导出测量的大气的传入和传出的太阳和地球辐射ERBE卫星。单位是在PW = 1015 w(看到Trenberth和卡隆,2001)。这条曲线推导出通过整合“净辐射“子午绘制在图5.5。请参阅第11章更详细的讨论。
测量的传入和传出的太阳能和地球辐射的大气(见11.5节)。在每一个半球,隐含的能量通量约6 x 1015 W = 6 PW.2在接下来的章节将讨论(特别是8章和11),运输是通过流体运动,特别是在大气中,但与海洋也做出了重大贡献。
5.1.4。经向温度结构
对流层
观察到的结构年平均温度T (overbar意味着带状average3)和潜在的对流层和低平流层的温度9无花果所示,分别为5.7和5.8。向上温度降低和(通常)在对流层向极。年平均表面温度低于0°C向极约60°的纬度,并达到最大27°C赤道以北。在对流层的年平均pole-to-equator温差通常是40°C。
在图5.8中,可以看出表面持续的潜在的温度,通常称为等熵(常数9意味着常数熵;第四章见问题5)表面,斜坡向上对流层的极点。此外9(不像T)总是随高度增加,反映大气干燥过程的稳定4.3.2节中讨论。密集轮廓mark平流层高空下面的广泛的轮廓标志着对流层。两者之间的过渡,对流层顶,在热带地区高于杆。
3的纬向平均量是传统X (overbar)地点:
Zonal-Average温度(°C)
Zonal-Average温度(°C)
90 00年代90年代0 30 N 60 N 90 N
Utitude
图5.7。的纬向平均的年平均温度°C。
90 00年代90年代0 30 N 60 N 90 N
Utitude
图5.7。的纬向平均的年平均温度°C。
图5.9显示了年平均等效势温度、0 e,定义为情商。4-30,生动地显示热带地区强烈对流的影响消除垂直梯度0 e。这应该是与潜在的干燥温度垂直梯度大,0,见图5.8。
平流层
纬向平均温度再次图5.10所示(这里策划反对强调上海拔高度而不是压力)对冬至的条件。垂直温度结构的特性在第三章讨论甚至更清晰的图5.10:在对流层顶温度最小值(高度有10到16公里)和中气层顶(80公里)附近,在平流层顶和最大(50公里附近)。注意这些特性的纬度变化,特别是对流层顶的变异,这是高热带地区和寒冷,在高纬度地区低得多的,温暖的。事实上,有一些像一个不连续的对流层顶亚热带(“对流层顶差距”),我们会看到在第8章,与强风在急流的存在。空气移动之间的对流层和平流层在垂直方向(向上在热带地区,向下extratropics)这样做的很慢,这样就有时间调整其潜在的温度环境价值观以应对疲弱的传热过程。然而,空气可以更迅速地穿过对流层交换差距,因为它可以这样做绝热地通过移动几乎水平沿等熵面之间的热带对流层上部和温带低平流层。
平流层纬向温度变化和入射辐射是一致的预算;其温度在夏季最大,平均入射辐射最强烈的地方。然而,在对流层北极仍然远比热带地区的温度低,即使是在夏天。极地地区,经过长时间的寒冷的冬天,保持高度反光的冰雪覆盖(没有时间在夏季融化),所以有很高的反射率(通常在60%左右,
Zonal-Average潜在温度(K)
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