净辐射与热平衡的其他要素

3.5.1净辐射

表面的净辐射平衡是其短波分量减去长波分量的结果。净短波辐射在北极总是正或等于零(极夜)。有效辐射全年都存在，主要是上一节所述意义上的正辐射。我们所分析的月平均值和年平均值总是正的，如前一节所示(见图3.6)。Vowinckel和Orvig(1970)区分了两种辐射的种类北极的格局:挪威海和浮冰类型(图3.7)。第一种类型发生在北极圈以北的开阔海域。这种类型的典型特征是冬季出现大量的负平衡(低于人们的预期)，这几乎完全减少了夏季的正平衡。与浮冰类型相比，第一种类型的辐射平衡在从-2卡路里/cm2/天到3卡路里/cm2/天(-8.4 J/cm2/天到12.5 J/cm2/天)与-1卡路里/cm2/天到2 ca的年度行军中表现出更大的变化!/cm2/天(-4.2 J/cm2/天到8.4 J/cnr7天)。从图3.7可以看出，净辐射平衡是传入和传出辐射通量的大组成部分的非常小的残差。因此，正如Vowinckel和Orvig(1970)注意到的那样，该平衡对估计的入射和流出辐射的轻微不准确高度敏感。更多细节见Vowinckel and Orvig(1970)。

b) 75*N-180"W T5°N-60*W 90'H

Figmv 3.7。北极地区的辐射状况:(a)挪威海型和(b) Vbwincket和Orvig(1970)之后的浮冰型。一共有辐射传入，万里无云;B -实际总入射辐射;C -地面吸收的实际总辐射;D地面长波辐射;E -长波入射辐射，ovcrcast sky;F -实际长波入射辐射:g-长波入射辐射，无云天空;H -实际辐射平衡;i - C03的长波辐射。

在1月(图3.8)，北极大部分地区没有太阳辐射，因此在这个月的辐射平衡是由有效辐射造成的。除了格陵兰、挪威、巴伦支海和巴芬湾的开放水域外，几乎整个北极地区的净平衡为-8千j /平方厘米。最高的负值，可达-25 kJ/cm2，出现在格陵兰海东部，特别是斯匹次卑尔根岛西海岸附近。卡拉海和拉普捷夫海的一些多尼亚斯的数值(-13千焦/平方厘米)也低于正常值。

在春季(4月)，北极大部分地区的辐射平衡仍略为负。较小的正值仅出现在加拿大北极和太平洋地区的南部地区(高达约3千焦/平方厘米)。大西洋地区南部的净辐射平衡值明显更高(高达13 - 14千焦/平方厘米)。然而，最高值(高达21 kJ/cm2)记录在巴芬湾(图3.8)。

7月(图3.9)，辐射平衡达到最高值。在中央的部分北极它在海洋附近，温度变化在15至17千焦/平方厘米之间冰边缘它等于34千焦/平方厘米，而在北极海域的开阔水域，它最高可达42千焦/平方厘米。北极大陆部分地区的降水量为30-35千焦/平方厘米。

10月(图3.9)，整个北极地区表面的辐射平衡再次变为负值。在北冰洋和被海冰覆盖的北极海域，平衡值主要在-5 kJ/cm2到6 kJ/cm2之间波动。中也可以观察到类似的值北极大陆．海冰边缘附近的开阔水域(格陵兰、挪威、巴伦支海、楚科奇海和巴芬湾)具有最高的负辐射平衡(从-8 kJ/cm2到-13 kJ/cm2)。

净辐射平衡的年值(图33 b)在北极中部为负，主要是在77-82°N以上，在北极达到-12 kJ/cnr。然而，格陵兰冰盖北部的中心(-16千焦/平方厘米)和斯匹次卑尔根岛海岸附近的格陵兰海(-17千焦/平方厘米)的可观测值最低。在北极大陆部分(< 70°N)，特别是在加拿大北极，净辐射值超过70 kJ/cnr，最南端可能超过100 kJ/cm2。高辐射平衡值(100-110 kJ/cm2)也出现在巴伦支海南部、丹麦海峡和巴芬湾。

将北极净辐射平衡的分布(此处在Khrol(1992)之后提出)与其他来源进行比较，可以发现在许多情况下存在显著差异。这些差异在温暖的半年里最大，可能是由于计算净辐射平衡所使用的方法不同造成的。

图3.8。北极净辐射的月平均值(1月和4月)(kJ/crrr)(1992年Khrol之后)。

图3.9。北极净辐射的月平均(7月和10月)总量(kJ/cm2)(1992年Khrol之后)。

3.5.2感热与潜热

前一节中提出的净辐射平衡是地表热平衡中最重要的组成部分。然而，正如我们所知，能量不仅仅是通过辐射来传输的。还可以通过蒸发和显热从地表输送到大气，通过冷凝和显热从大气输送到地表。然而，我们对这两种通量的认识仍然有限。从上一节可以看出，辐射平衡计算可以与观测进行比较。这使我们能够检查用于辐射平衡计算的公式的正确性。的情况下不存在这种可能性感潜热因为没有精确的直接测量技术存在。因此，我们对这部分热平衡的了解仅仅来自于计算，为了达到这个目的，计算使用了不同的气候数据(主要是空气和海洋/陆地温度)，空气湿度,风速)和不同土地特征和海面。Shuleykin (1935),Budyko(1956)、Untersteiner(1964)、Vowinckel和Taylor(1965)、Ariel等人(1973)、Khrol(1976)和Murashova(1986)开发了计算这些通量的方法。计算北极表面热平衡元素的地理分布是一项艰巨而费时的任务。因此，现有文献非常贫乏。Vowinckel和Taylor(1965)分别计算了以下地区的蒸发和感热通量极地海洋卡拉-拉普捷夫海、东西伯利亚海、波弗特海和挪威-巴伦支海5°纬度带。欲了解更多细节，请参阅这篇论文或Vowinckel和Orvig(1970)。只有俄罗斯气候学家以地图的形式提出了北极热平衡元素分布的结果(Budyko 1963;戈尔什科夫1980;Atlas Arktiki 1985;Khrol 1992)。布迪科的地图涉及整个地球，因此只包括北极的最南端。这里展示的地图来自Khrol(1992)。感热通量和潜热通量的计算采用Ariel等(1973)、Khrol(1976)和Murashova(1986)提出的方法。

3.5.2.1感热

1月份(图3.10)，除了格陵兰、挪威和巴伦支海的开放水域以及丹麦海峡和巴芬湾(包括被称为北水的波尼亚)，几乎整个北极地区的感热通量都是正的。最高的正值出现在北极中部、格陵兰岛、俄罗斯弧的北部大陆部分和加拿大北极群岛的北部(4 5千焦/平方厘米)。最大的能量损失(高达- 60kj /cm2)可以在温暖洋流(西斯匹次卑尔根海流、挪威海流、摩尔曼斯克海流和西格陵兰海流)占据的区域观察到，

4月(图3.10)感热的分布格局与1月非常相似。主要可观察到的差异是通量的大小。4月正、负感热通量均较低。最高值在2 kJ/cm2和3 kJ/cm2之间振荡。而最低值在-25 kJ/cm2到-34 kJ/cm2之间。与1月份相比，北极大部分地区感热的平均降幅为1-2千焦/平方厘米(除了开阔水域，降幅更大)。

7月(图3.11)，北极中部的感热为负，北极附近的感热最高(-2 kJ/cm2)。这些负值从太平洋地区向南扩散(北纬70度)。较大的负值出现在格陵兰岛内陆(-8千焦/平方厘米)，大部分在北极大陆部分(高达-15千焦/平方厘米)。在这两个感热为负值的区域之间，有一个高达15-17 kJ/cm2的正值带。在加拿大北极地区的西南部甚至可以看到更高的数值。这与来自南方的大陆暖空气平流有关。

10月(图3.11)，北冰洋(高达3千焦/平方厘米)和格陵兰岛(高达5千焦/平方厘米)的敏感热通量再次变为正值。在被海冰覆盖的北极海域，通量主要是轻微的负值(除了波弗特海和可能的拉普捷夫海)，并受到来自大陆的冷空气平流的影响。在有开放水域的海域(挪威海、格陵兰海、巴伦支海、楚科奇海、丹麦海峡、巴芬湾和白令海峡)，负值更强(高达-25 kJ/cm2)。北极大陆的北部(包括加拿大北极群岛)有轻微的正感热(很少超过2千焦/平方厘米)。

在加拿大一侧常年被海冰覆盖的北极海域(高达21千焦/平方厘米)、格陵兰岛和被寒冷的东格陵兰流占据的格陵兰海(高达63千焦/平方厘米)，感热的年值(图3.12a)为正。在加拿大北极群岛之间的海域也观测到非常高的正值。在北极大陆部分有明显的中度负感热通量(高达约-22千焦/平方厘米)。另一方面，大量的能量损失主要发生在格陵兰海的东部，那里温暖的西斯匹次卑尔根海流到达海冰边缘(-368千焦/平方厘米)。在多孔区和引线区也发生显著的能量损失(高达-42千焦/平方厘米)。

图3中,10。北极感热的月平均值(1月和4月)(kJ/cm')(1992年Khrol之后)。

继续阅读:月、季、年平均气温

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