低电平的温度反演

的显著特征北极环境频繁发生的低级吗温度反演(例如,温度随高度增加)。这是第一次证明了布鲁克斯(1931)从风筝上升在西伯利亚上空。更详细的研究从风筝和系留气球上升由斯维德鲁普(1933)在莫德探险提供了第一批反演结构的详细信息。Wexler(1936)是第一个地址的形成背后的物理控制北极反演。其他早期的研究反演特征包括Vowinkel和Orvig(1967、1970),基于试探的NP站(NP-4, NP-6和NP-7)和北极海岸网站。最近的工作包括了卡尔(1990),陆路和客人(1991),Serreze et al。(1992 b)。

通常情况在北极冬季是一个基于反演(典型的土地)或倒置在浅(30 - 80)混合层(典型的冰覆盖的海洋),广泛地区的热空气温度的最大值约1000 - 1200米,和一个负温度梯度在空中。在冬天,反演在几乎所有的测深剖面很明显。反演基础之间的温差和平均10 - 12 K。反演的频率通过春天和夏天陆地面积减少,但他们仍发现大约50%的6月和7月的试探。在中央北冰洋,反演仍存在于绝大多数夏天的试探。然而,夏天的逆序对弱于冬季同行,更薄,而且往往是在水面上高架。海洋,反演基础表面约200 - 400米在五月到八月,顶部位于750和1000米。示巴的观察显示倒置坚持在夏天在约400米海拔的强度大约5°C (Uttal et al ., 2002)。在陆地上,夏天混合层的深度更大。

典型的垂直温度结构冬季图5.12提供了基于平均探空数据从六岛台的四周北冰洋(陆路等,1997)。也说明(图5.13)是典型的年度周期的反转特征基于超过6000探空站Zhigansk上浮

图5.12 1987年2月平均气温资料,从六个站位于北冰洋的外围地区:

(2)Chelyuskin (78°N, 104°E), (3) Kotelny (76°N, 138°E),(4)巴罗(71°N, 86°W),(5)模具湾(76°N, 119°W)和(6)尤里卡(80°N, 86°W)(从陆路et al ., 1997年,AMS)的许可。

图5.12 1987年2月平均气温资料,从六个站位于北冰洋的外围地区:

(2)Chelyuskin (78°N, 104°E), (3) Kotelny (76°N, 138°E),(4)巴罗(71°N, 86°W),(5)模具湾(76°N, 119°W)和(6)尤里卡(80°N, 86°W)(从陆路et al ., 1997年,AMS)的许可。

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月的月

图5.13每月平均反转顶级酒吧(顶部),基地(底部的酒吧)和温差(实线)(a)漂流站数据从中央北冰洋;(b)站在西伯利亚冻土Zhigansk(从Serreze et al ., 1992 b, AMS)的许可。

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图5.13每月平均反转顶级酒吧(顶部),基地(底部的酒吧)和温差(实线)(a)漂流站数据从中央北冰洋;(b)站在西伯利亚冻土Zhigansk(从Serreze et al ., 1992 b, AMS)的许可。

在西伯利亚(66.8°N, 123.4°E)和超过2000上升超过中央北冰洋的NP方案(Serreze等等。,1992 b)。后者图显示了强大的优势基于地表或近地表的反演在冬天和夏天较弱的高架反演。肤浅的混合层通常出现在冬天在北冰洋蒙面,因为有限的决议探空数据非常接近地表。这混合层与导电热通量穿过冰雪。这些都意味着条件——反演深度和强度不同区域和展览在每日,每周时间尺度差异很大。

北极反演具有许多重要的气候影响。raybet雷竞技最新倒置代表强烈的垂直稳定,限制的深度的垂直混合的明智的热量和湿气。如前所述,冷凝羽毛来自广泛的开放水域的领域,扩展到4公里的大气层和持续顺风200公里,已确定在冬天。这类事件可能发生的频率部分的强度决定逆温层。污染气体和气溶胶浓度升高已经观察到配合的顶部逆温层(布里奇曼等等。,1989)。光化学破坏边界层臭氧在北极日出(巴里et al ., 1988;Oltmans et al ., 1989)似乎涉及到一个过程损耗臭氧的逆温层内空气的偶尔above-inversion所取代,ozone-rich空气,通过混合过程。

Wexler(1936)是第一个提出维护冬季北极温度反演长波辐射平衡。他认为一个理想的听起来组成的表面反演无穷小厚度低于一个等温层扩展到近绝热温度层。Wexler假设近黑体发射的雪表面辐射平衡的部分等温层的排放。换句话说,因为大气层比表面发射率较低,辐射平衡要求表面辐射物理温度低于空气在等温层。这个想法的缺点是系统不是封闭的,等温层辐射长波能量向上进入太空。因此,它的温度会下降,反演将削弱。冬天也在北冰洋的长波辐射表面主要是平衡通过向下长波辐射和传导热通量穿过冰。他的概念是重要的,然而,在说明表面温度和最大层通过辐射强耦合过程。

陆路和客人(1991)研究了冬季温度的问题使用一维反演在北冰洋大气辐射模型。皮肤温度稳定的热力学模型采用地表长波辐射平衡赤字的传导热通量通过海冰和覆盖积雪。没有大气环流横向热平流是允许的。模型校准对观察到的晴空温度资料。建模向下长波辐射表面不到观察。这是得出的结论是,“失踪”向下辐射可以通过包括占“冰晶”的发射率影响低对流层(咖喱,1983;咖喱et al ., 1990)。修正一个冰晶层与0.21提供了必要的向下长波的辐射通量与观察。

校准后,模型初始化一个线性温度剖面和允许发展超过90天。最初,一个现实的观察逆温层。然而,温度最大层辐射强烈到空间,迅速冷却。少下降长波辐射表面向下,慢慢地表面温度下降,低于温度补偿的最大层因为导电通量海冰和积雪。符合依赖温度的四次方的长波辐射,如剖面的温度下降随着时间的推移,冷却速率下降。最终的结果是一个基本上等温概要文件。添加一个额外的显热通量带来无法弥补的太空辐射损失。

陆路和客人(1991)然后重复了这个实验,包括稳定的横向热平流从低纬度地区使用中村值估计和奥尔特(1988)。尤里卡!平流来抵消辐射损失的包容空间,温度曲线演化模型开发一个稳定的反演。总之,这些研究结果指出,虽然冬天反演结构可以被认为一阶上下文中的辐射平衡(耦合大气温度最大的皮肤温度)倒置不能保持在缺乏横向平流。这些结果还指出“冰晶”维护的重要性下降长波通量。

云层强烈修改反演结构。如前所述,云增加通量下降。Serreze et al。(1992 b),而在北冰洋冬季平均气温资料(使用从NP探空数据程序)相对清楚云层(< 50%)和相对多云天气的云层(> 50%)。对于相对多云天气,平均温差之间的反演基础和最高为9.2 K,而13.2 K晴朗的。气温高的多云的情况下在整个大气剖面反演基础的反演,但表面附近的最大温差。SAT(基于试探的最低温度水平)多云的天空下是245 K, 238 K相比晴朗的天空。

在解释,一些上升流从表面和长波辐射大气层下面的云底逃到向下空间是云计算和再辐射的吸收。如果我们假设没有区别在平流的意思是明确的和多云的情况下,然后在长波辐射冷却速率减少将导致大气变暖概要文件。作为有效发射率的差异之间的表面温度和最大层减少,辐射平衡要求表面温度的差异和晴朗的天空的温度最大值小于剖面的形状相应的调整。

地表净辐射的预算在春天把积极应对太阳能输入,帮助分解反演结构。季节性增加云层协助这一过程。一旦冻土融化的雪,反演的强度和频率下降合理的加热变得更强。在北极的土地在夏天,对流随之释放潜热是不是不寻常的。在海冰,夏天融化的表面修复上升流长波辐射通量。这方面的一个结果是,表面不能适应实现quasi-radiative平衡。然而,固定表面温度(~ 0°C),通常是与浅地基反演(布希et al ., 1982)。

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