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确定内能的变化速度和其转换成潜力大气中的能量出现在这个等式的左边,以及海洋和显热变化大气中潜热和海冰,我们使用每月平均空气温度和空气含湿量的值系统化的奥尔特(1983),估计热含量的变化率{c0m0T0}在一层275米的海洋,从莱维图斯(1982),和海冰面积和体积数据代表在表2.1。计算结果与估计,从图2.2,全球平均净辐射通量在上层大气边界如图2.5所示。他们有很多共同点和相似的计算的结果发表了埃利斯et al。(1978)。在这两种情况下的振幅和相位的季节性变化的净辐射通量的上层大气边界和显热变化在海洋附近,它指向大海的关键作用的季节性变化的形成全球热预算。事实证明内能的变化速度和它的势能转换成大气,和大气中的潜热变化的速率(他们的组合将会提到,为了缩写,如能量变化率)远低于净辐射通量在上层大气边界。最后,能量变化的速率和净辐射通量的阶段。最后一个事实,这一事实的最大和最小能量变化的速度落在北半球的寒冷和温暖的半年时间,结果从不同的海洋/土地面积比两个半球。
应该强调,大气中的能量变化的速率,甚至达到潜热海冰的变化,无法平衡净辐射通量之间的差异在上层大气边界和海洋中的显热变化的速率。这是由于不完全和不准确的初始信息和错误决定全球热量收支组件大小不同的值。但在我们试图定义差异的原因
图2.5季节性变化的全球海洋大气中热量预算系统:(1)在上层大气的净辐射通量边界;(2)海洋中的显热变化的速度;(3)变化的速度在海冰的潜热;(4)变化的速率潜在和显热在大气中。
图2.5季节性变化的全球海洋大气中热量预算系统:(1)在上层大气的净辐射通量边界;(2)海洋中的显热变化的速度;(3)变化的速度在海冰的潜热;(4)变化的速度在大气中的潜热和显热。
已经确定了自己的著名观点活跃土地层的季节性变化没有显著影响全球热预算。让我们检查这个。让一个单位列的热容的活跃土地层等于1.2 x 107 J / m2 K,让大陆分数等于0.3,让活性层的平均温度变化等于2 x 10“7 K / s。然后热含量变化的速度3 {cLmLrL} / L /博士将大约0.6 W / m2,也就是说,它不能消除全球热不平衡预算。
的组件之间的关系热预算上述完成对地球作为一个整体而不是独立的部分。例如,检查有界的北部和南部极地70°和70°N分别相似之处。在这些地区的净辐射通量在上层大气边界在今年的大部分时间远远大于大气中能量变化的速度,这个速度是与潜热的雪和海冰变化量。现在的问题是:平衡热量损失什么?有一个明确的答案——他们是仅由经向平衡能源运输(运输明智的和潜热海洋大气系统中,势能)。这可以从表2.2。表2.2中的数据是有趣的在多个方面:他们允许我们建立的差别形成的热量收支两个极地。下面我们讨论最显著的区别。
在夏天时,净辐射通量在上层大气边界北部极地很小,经向能源运输基本上是平衡的潜热释放由于冰和雪融化,通过海洋热含量的增加,而在南部极地地区经向能源交通分布几乎平分潜热释放由于冰雪融化和发射进入太空。另一方面,在冬天,热辐射损失在上层大气边界北极地区的很大,其中2/3损失补偿的子午能源运输和1/3的补偿减少的海洋热容量和热释放由于冰的形成。在南部极地地区的辐射损失在上层大气边界完全平衡的子午能源运输。差别的主要原因是不同的比率洋陆区域。
让我们讨论的时空分布海洋热含量变化的速率,记住这个速度(由于小的模拟大气中)不仅可以描述海洋,而且整个大气系统。最有趣的特性分布(图2.6)的增加季节性变化在北半球中纬度地区相比,在南半球纬度相同,没有明显的季节性变化赤道地区在北半球和南半球的高纬度地区,,最后,北半球极端值的统治与类似的价值观在南半球。
年平均经向的分析明智的传热在海洋大气系统(图2.7 (a)和2.8 (a)),我们应该首先要注意,在热带地区的经向明智的(以及潜在的)大气中的热传输是指向赤道,因为这个热带地区是一个强大的热源等大气补偿子午明智的和潜在的热传输是实现主要是由大气中的子午势能运输,
表2.2。组件的热量预算在北部和南部极地(根据中村和
奥尔特,1988)
表2.2。组件的热量预算在北部和南部极地(根据中村和
奥尔特,1988)
组件 |
我 |
二世 |
三世 |
四世 |
V |
月第六第七 |
八世 |
第九 |
X |
习 |
十二世 |
年度平均值 |
|
净辐射通量的上层大气边界(W / m2) |
-164年 |
-146年 |
-122年 |
-78年 |
-37年 |
1 |
5 |
-50年 |
-126年 |
-166年 |
-164年 |
-162年 |
-100.7 |
-10年 |
-72年 |
-106年 |
-148年 |
-135年 |
-139年 |
-130年 |
-123年 |
-99年 |
-63年 |
-38年 |
-14年 |
-89.6 |
|
大气中能量变化的速度 |
2 |
4 |
16 |
25 |
25 |
21 |
3 |
-16年 |
-29年 |
-26年 |
-14年 |
7 |
0.0 |
(W / m2) |
1 |
-10年 |
-13年 |
-15年 |
-14年 |
9 |
5 |
1 |
8 |
21 |
24 |
11 |
-0.1 |
海洋热含量变化 |
-29年 |
-27年 |
-11年 |
11 |
29日 |
32 |
23 |
10 |
0 |
6 |
-12年 |
-21年 |
0.0 |
(W / m2) |
6 |
2 |
2 |
4 |
5 |
5 |
4 |
4 |
1 |
3 |
6 |
8 |
0.0 |
经向能源 |
113年 |
94年 |
94年 |
96年 |
82年 |
81年 |
85年 |
88年 |
102年 |
116年 |
114年 |
116年 |
98.4 |
运输(W / m2) |
~ 33 |
55 |
78年 |
105年 |
126年 |
139年 |
143年 |
128年 |
12我 |
113年 |
~ 64 |
953年 |
|
结果在底层表面热通量 |
50 |
56 |
44 |
7 |
-20年 |
-61年 |
-86年 |
-55年 |
5 |
25 |
36 |
39 |
2.4 |
(W / m2) |
-42年 |
-13年 |
11 |
17 |
9 |
7 |
7 |
6 |
5 |
2 |
8 |
-33年 |
潜热的雪和海冰变化(W / m2) 63年29日45 Noie:价值观是分子对应于北极地区和分母对应于南部极地。
高纬度地区的经向显热传输的大气和海洋是波兰人,这种取向是统治的吸收产生影响短波辐射在低纬度地区向上长波辐射和反比例的高纬度地区,,最后,在赤道子午显热传输在海洋接近零和积极的价值观,表明存在一个小的热传输从南部到北半球。 经向显热传输的季节性变化在海洋大气系统可以根据部分(b)在图2.7和2.8。指挥我们的注意的第一件事是子午的显著区别时空分布于大气和海洋运输。我们的意思是,首先,本地化的最大值在不同纬度的大气和海洋(大气中最大的变化与赤道,协调和海洋中协调两半球中纬度地区),,其次,在恒常性
经向的方向的年度周期,运输中高纬度地区的大气和海洋中所有纬度上的改变。 这是公开的秘密经向热传输海洋中仍然至少检查元素的气候,所以值得居住在一些长度在分析其时空分布。raybet雷竞技最新图2.8 ((h)部分)显示了著名的MHT0相似的季节变化在北半球和南半球。在两个半球经向热传输达到最大的冬天和指向北极每年的这个时候。在夏天,有一个显著的减少和改变方向MHT0无处不在的例外热带地区的海洋。MHT0发生在热带地区的极端值,在2月和3月在北半球,在10月和11月在南半球。二级maxima流离失所的从主极大值进一步从赤道落在8月和9月期间在北半球和南半球的5月和6月期间。最后一个事实指出,强烈的存在明显的半年一次的谐波。 让我们提到两个季节变化的特点   “图2.8年平均经向显热传输(W / m2)在海洋世界(一)及其季节性变化(b),根据卡根和Tsankova (1987)。正值表示向北运输;负值表示向南运输。 MHT0。问题是,首先,强化的向极热传输在春天与秋天在北半球,在夏季与冬季在南半球,,其次,对多余的(2倍)的热传输直接从北半球到南半球与反方向的经向热传输。 最后,年平均分布的对比图2.7和2.8是指示性的可通约性子午显热在大气和海洋的传输,主要是,它们完全不同的性质。这是由这一事实表示最大向极热传输在低纬度海洋水温的经向梯度相对较小,在中纬度地区和大气中,经向梯度的空气温度大的对比。 2.4水分预算让我们开始,正如我们在前一节中所做的那样,与方程的推导水分预算在不同的气候系统的子系统。大气和海冰这些方程导出了分工(2.3.4)和(2.3.5)L (pA / pQ)和L ^ pjpo),分别为p,和pQ海冰和新鲜水的密度。继续,我们获得以下表达式: |
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