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在Q = S0/4短波太阳辐射通量的上层大气边界;S0太阳常数;Ts和TA值绝对温度的下垫面(海洋表面的7项= 7 \或T0)和在大气中平均水平;y是短波辐射吸收系数;v ^和v *是向上和向下长波辐射发射率;v是长波的系数辐射吸收;aA是大气反照率;阿斯蒂芬玻尔兹曼常数;和之前一样,P是单位面积上的降水量下降的底层表面每单位时间。
未知函数P从瞬时降水条件获得的多余水分由蒸发的区别和经向水汽传输通过天气的干扰。这个条件是写在形式m»
fi-mti)
在制备过程是一个维常数;沉淀的组成是由底层表面的温度:如果小于水冻结温度Tso雪,瀑布,否则它是雨。
找到问我们使用标准的权力依赖特定的湿度对压力p。因此,我们到达的关系
4 al (l + * 2 l) 1 4.2 (1 + K2 2) _1
在< ?al = J \问'aX + (1 - f \)问°u qa2 = f2q fxq \ \ 2 + 2 + (1 - f2 - f \)问2°平均(南部和北部的限制范围内框)的特定的湿度值在某一固定汇率水平(p / p = 0.9985)说,在表面大气层;分别标L,我和O相对应,在土地表层的空气,海冰与海洋;和k22 k21数值常量。在任何类型的下垫面qa可以使用表达式qa = raqm (Ta),其中qm (Ta)是最大的具体定义的湿度克劳修斯——克拉珀龙方程方程;助教和ra的温度和含湿量在p / p = 0.9985水平。
的关系(5.5.26)包括一个未知,助教。我们将假设潜在的压力温度是一个线性函数。那么绝对温度Ta在p / p = 0.9985级别定义的表达式
Ta = (p / Ps) K1 [2 (1 - p / Ps)助教+ (1 - 2 p / Ps) 7项),代表当地表面空气温度之间的依赖和底层表面温度。这种依赖是有效的在土地、冰和上升流区,但违反了在寒冷的深海形成的相对较小的区域,效果与冷空气混合运输从邻近大陆和海洋深处。这个特性可以被视为在一盒模型的框架下,如果地表气温冷深水形成的区域被认为是所描述的插值公式:
Ta = kUzT \ + ATI + (1 - f2 /) r°) + (1 - &) T°(5.5.27)
fi的地方。d数值因子等于0 T \ > 273 K, T和1 \ < 273 K。
我们现在考虑热通量Qf出现在(5.5.3),(5.5.5),(5.5.9),(5.5.10),(5.5.19)和(5.5.24)。我们讨论的通量Qj短波太阳辐射吸收的基本层,以及净通量问\长波辐射的基础表面,和明智的Q %和潜在的Q涡通量\热。让我们代表他们在c1 = dqm的形式/ d | | r = 7, c2 = (1 - ra / rs) qm (Ta);是底层表面的反射率;C„阻力系数;爸爸是空气密度。
我们定义了相对湿度(rs)底层表面和表面大气层中的相对湿度rs = W / Wc和ra = r * W / Wc,威斯康星州的含水率和Wc是其临界值蒸发等于潜在蒸散(挥发性);r *是一个数值常数,然后我们回忆气候系统包含四种类型的下垫面:海面,海冰表面,白雪覆盖的冰和无土地的表面。我们假设W / Wc = 1第一三种类型的下垫面,临界含水率Wc和土壤湿度W0相互连接关系的WQ = 0.75 W0(看到Manabe和布莱恩,1969)。接下来,使用数据尊(1974)提出的假设的情况下地表的温度Ts高于水冻结温度Tso和W土地含水量小于W0水分能力,一定的降水(说,年(W / W0) (P / p0),这里P / p0水当量的沉淀层的厚度;p0是淡水密度年是一个数值因素)是径流形成的消费。与此同时其余部分用于土地含水量变化。但如果W > W0,
问!= (1 - X) (l -«s) (l -亚奥理事会)问,气=设计- Tf), ef = PaC„1 / X (7; 7),
Ql =朋友^ Cy2MHtrs (c1 (7 ^ - Ts) - c2),
然后整个水分过剩造成的降水和蒸发转化为径流之间的区别。因此,南部的盒子,地表的温度总是高于Tso,
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