《海陆分布》PPT课件

第 五 章 海 陆 分 布 与 气 候1 海 陆 物 理 特 性 的 差 异3 海 陆 分 布 与 大 气 水 分4 海 陆 分 布 与 周 期 性 风5 海 陆 间 水 分 平 衡 和 水 分 循 环2 海 陆 分 布 的 温 度 效 应 一 、 海 陆 物 理 特 性 的 差 异海 面 与 陆 面 辐 射 性 质 不 同 ： 水 对 入 射 辐 射 具 有 较 弱 的 反 射 、 较 强 的吸 收 和 一 定 的 透 射 能 力 。n 海 陆 热 容 量 的 差 别 :n 水 体 中 存 在 的 水 平 运 动 和 垂 直 运 动 ：海 水 混 合 过 程 的 三 种 方 式 ： 分 子 混 合 涡 动 混 合 对 流 混 合 n 海陆表面的粗糙度不同 1月份 7月份 （天 空 被 云 遮 蔽 的 程 度 叫 云 量 ， 以 0 10 的 成数 表 示 。 云 量 的 多 少 与 纬 度 、 海 陆 分 布 、 大 气环 流 等 因 素 有 关 。晴 天 ： 0 4； 多 云 ： 5 8； 阴 天 ： 9 10 。 云 量 带 ： 赤 道 多 云 带 ： 上 升 气 流 ， 热 对 流 ， 云 量 6； 纬 度 20 30 少 云 带 ： 下 沉 气 流 ， 云 量 4 ； 中 高 纬 多 云 带 ： 气 团 、 锋 面 频 繁 活 动 ， 云 量 6 7 。 云 量 （ 热 带 大 陆 赤 道 两 侧 是 降 雨 最 多 的 地 区 ， 1000-2000mm/y 东 风 带 里 大 陆 东 岸 的 降 水 比 西 岸 降 水 多 ； 西 岸 及其 附 近 洋 面 上 ， 来 自 于 大 陆 大 陆 信 风 气 流 的 影 响 ， 气 候 干 燥 少 雨 。 中 纬 度 地 区 大 陆 西 岸 终 年 受 来 自 海 洋 的 西 风 气 流 的 影 响 ，其 降 水 （ 500-1000mm/y） 比 东 岸 多 ； 东 岸（ 250-5000mm/y)。 受 季 风 环 流 的 控 制 ， 降 水 具有 明 显 的 年 变 化 特 征 . 季 风 的 英 文 名 称 是 “ monsoon” ， 源 自 阿 拉 伯语 “ mausem” ， 意 为 季 节 。 以 一 年 为 周 期 ， 大 范 围 地 区 的 盛 行 风 随 季 节而 有 显 著 改 变 的 现 象 ， 称 为 季 风 。季 风 是 由 于 海 洋 与 大 陆 之 间 的 热 力 差 异而 形 成 的 大 范 围 热 力 环 流 。 夏 季 ， 风 由 海 洋 吹 向 陆 地 ， 形 成 夏 季风 ； 冬 季 ， 风 由 陆 地 吹 向 海 洋 ， 形 成 冬季 风 。 海 陆 风 ：发 生 在 沿 海 及 其 邻 近 的 海 域 上 ， 白 天 从 海 面吹 向 陆 地 ； 夜 晚 从 陆 地 吹 向 海 洋 。行 星 季 风 ：行 星 风 系 在 一 年 中 随 太 阳 直 射 点 变 化 而 有 显 著的 南 北 移 动 ， 在 两 个 行 星 风 系 交 接 地 区 发 生 风向 的 季 节 性 改 变 的 现 象 。海 陆 季 风 ：海 陆 间 随 季 节 变 化 而 产 生 的 风 。 高 空 季 风 ： 补 偿 低 空 海 陆 季 风 引 起 的 质 量 的 流 入 和 流出 而 在 高 空 所 发 生 的 风 向 随 季 节 变 化 现象 。 高 原 季 风 ： 高 原 同 它 四 周 自 由 大 气 间 冬 、 夏 产 生 的 热力 环 流 所 引 起 的 盛 行 风 向 。 季 风 定 义 ： 在 5o经 纬 度 矩 形 内 ， 这 两 个 月 中 每 个 月 气璇 与 反 气 旋 的 交 替 出 现 至 少 每 两 年 一 次 。 Webster PJ et al.,1992, Monsoon and ENSO: Selectively interactive systems. Quart. J. Roy. Meteor. Sci., 118:877-962 (南亚季风指数) 施能等，1996， 近40年东亚季风及我国夏季大尺度天气气候异常，大气科学，20（5）：575-583。 （东亚季风强度指数） Yasunari t et al., 1996, On the two indicates of Asia monsoon, Proceedings of the international workshop on the climate system of monsoon Asia, Kyoto Japan。（季风强度指数） 盛行风向随季节变化有很大差异, 甚至反向; 两种季风各有不同原地,其团性质不同; 给天气气候造成不同季节性差异. 源于南半球的马斯克林高压，以西南季风形式影响印度，中南半岛和我国西南地区。是行星风系的季节变动和海陆热力差异的共同影响下出现的亚洲南部的季风现象。一支由阿拉伯海吹向印度半岛，西南风；一支由孟加拉湾吹向中南半岛沿阿拉干山脉折向西北方向，西南风变为东南风 。 于澳大利亚高压，越过赤道后，在南海和西太平洋地区成为西南气流，与北方冷空气配合，在长江流域形成梅雨锋。亚洲大陆为热低压控制，太平洋副热带高压西伸北进，高低压之间的偏南风成为亚洲东部的偏南风， 比冬季风弱。Zhu Q G（1986）：东亚夏季风-南海-西太平洋热带夏季风； 中国大陆东部-日本副热带夏季风。此研究成果，突破了长期以来东亚夏季风从属于印度夏季风的观点，对中国的气候研究具有重要意义。 2 冬季季风起源于西伯利亚高压，在其东侧和南侧产生强的东北风和北风， 即冬季风。当东北季风向南流向南海和印度尼西亚 赤道槽内。3 两支季风子系统相互独立，相互作用，共存于一个大的季风环流系统： 东 亚 季 风 南 亚 季 风分 布 区 东 亚 青 藏 高 原 以 南 （ 南 亚 、我 国 西 南 部 分 地 区 ）成 因 巨 大 的 海 陆 热 力 差 异 行 星 风 系 季 节 移 动盛行风 夏 季 东 南 风 （ 海 洋 陆 地 ） 西 南 风 （ 海 洋 陆 地 ）气 压变 化 亚 洲 低 压 切 断 副 高 ，使 其 只 保 留 在 海 上 东 南 信 风 越 过赤 道 转 为 西 南 风冬 季 西 北 风 （ 陆 地 海 洋 ） 东 北 风 （ 陆 地 海 洋 ）气 压变 化 亚 洲 高 压 切 断 副 极 地 低压 ， 使 其 只 保 留 在 海 上 东 北 信 风 四、海陆间水分平衡和水分循环平 流 输 送 ： 海 洋 -陆 地 ， 发 生 在 水 平 运 动 中 。垂 直 输 送 ： 气 流 辐 合 ， 发 生 在 降 水 过 程 中 。 水 分 循 环 ：水 分 大 循 环 ： 从 海 洋 表 面 蒸 发 的 水 汽 ， 被 气 流 带 到 大 陆上 空 ， 在 适 当 的 条 件 下 ， 以 降 水 的 形 式 降 落 到 地 面 后 ：一 部 分 经 过 地 表 和 地 下 径 流 又 流 到 海 洋 ， 这 种 海 陆 之间 的 水 分 交 换 过 程 ， 称 为 大 循 环 （ 海 陆 间 循 环 ）水 分 小 循 环 ： 另 海 洋 和 陆 地 上 的 水 蒸 发 成 为 水 汽 成 云 致雨 ， 最 后 又 将 落 到 海 洋 和 大 陆 上 ， 称 为 小 循 环 水分平衡方程多年平均的蒸发量和降水量在全球范围内是完全平衡的。海洋上：Rm=Em-f陆地上：Rl=El+f 多年平均：Rm+ R l=El+Em precipitationEve-transportation 全球水分平衡特征大气的水汽源主要在副热带高压带的海洋上（蒸发显著大于降水），过剩的水汽被输送到仅赤道带和中、高纬度地区（降水大于蒸发）；水汽输送 降水蒸发水汽输送就年平均而言，北半球低纬热带地区的降水和蒸发几乎相等；两半球热带地区以外的地区蒸发量的不足基本上是由南半球热带地区蒸发的过量水汽量来补偿； 有限陆面区域水分循环：外来降水Ra：内部降水Rm：水分循环系数K：按水汽来源区分：RmRr R=Rm+Rr C1=A-RrC2=E-(R-Rr)A K=R/Ra =1+（E-C2）/（C2+f）2 海陆间水分循环 目前国际上正在实施的全球能量和水份循环实验计划( GEWEX) , 其目的就是为了增强对大气陆地海洋生物圈这个耦合气候系统中水目前国际上正在实施的全球能量和水份循环实验计划( GEWEX) , 其目的就是为了增强对大气陆地海洋生物圈这个耦合气候系统中水。 如何计算K:1.计算大气中水汽含量和水汽输送量；2.降水和地表径流资料；3.蒸发资料或通过其它方法计算；4.求出水分循环系数。假定：当地产生的水汽量Rm=1/2当地蒸发量E 外来水汽所形成的降水量Rr/当地蒸发水汽所形成的降水量Rm=大气水平输送水汽量A/同一时段内当地蒸发的水汽量Em 世界主要的洋流分布图：逆逆顺顺逆逆逆 大陆海洋水 汽 输 送径 流 输 送 蒸发 印度季风系统经圈环流：热源-位于北半球，孟加拉湾热源和 青藏高原热源； 冷源-位于南半球，马斯克林冷源；南亚季风：南海和东亚大陆热源； 澳大利亚冷源；两支独立的季风子系统，分界线大约在100oE;同时两支子系统又是相互作用的（Nittab T., 1987)。 云的类型