环流

nullnull □ 大气和海洋环流 地面——大气热机的主要热源 大气从地面获得的能量是大气直接从太阳获得的能量的2.3倍。 穿过大气达地面的太阳辐射,约有80%被海洋吸收,地面通过长波辐射、潜热释放及感热输送的形式传输给大气。 在地面热源中,海洋的潜热占50%以上,比感热多两倍多 (23:7)。海洋贮藏了地球所接收的太阳能并将其转化为驱动气候系统的动力。 null 气候系统通过大气和海洋的运动实现物质和能量的传输与转化。 海气之间在气候尺度内存在着密切的、甚至是共生的耦合关系。 ＊ 海洋推动大气运动,强烈地影响气候； （主要通过对潜热和感热的输送） ＊ 大气影响海洋环流。 （主要通过风应力将动量送给海洋） null 大气环流传输着热量和水分,水分的传输影响陆地上降水的分布、冰盖的发展以及海水的盐度。 大气环流的基本状况决定着全球的或区域的天气和气候类型及其变化。 气候的异常(如旱、涝)均与大气环流的某种持续异常有关。 null 全球大气环流形式： （1）平均经圈环流——由赤道与极地间的能量梯度作用和地球自转的影响所产生的大气运动； （2）沃克环流——赤道地区大洋东、西两侧海水冷暖差异形成的大气纬圈环流； （3）季风环流——由于海、陆分布及其物理性质的不同所产生的热力差异而导致的。 全球大气环流示意图全球大气环流示意图 大气环流主要成员： 三圈环流；东、西风带 ( 包括急流 )；大气活动中心；准定常的槽脊 大气环流主要成员： 三圈环流；东、西风带 ( 包括急流 )；大气活动中心；准定常的槽脊65°NNS30°N30°S65°SHHHHLLLEENESEWWWWWW极地高压副极地低压副热带高压赤道低压副热带高压副极地低压极地高压0°三圈环流nullnullnull null★ 经向风比纬向风小得多 地球上基本是环绕纬圈的大气运动，有弱的南北向气流交换。 nullnull 中高纬 是以极涡为中心环绕纬圈的西风环流（冬强夏弱），西风带中有“冬三夏四”的平均长波槽。 冬季三个长波槽：东亚大槽——140°E 北美大槽——70°W 欧洲浅槽——40°E 夏季四个长波槽：东亚大槽 —— 160°~180°E 北美大槽 —— 60°W 欧洲西海岸槽 —— 0°~10°E 贝加尔湖西部槽 —— 90°E 冬季中低纬有5个西风带槽： 东亚、北美、孟加拉湾、地中海、东太平洋低纬度低纬度 低纬度为副热带高压控制 （冬弱夏强，随季节南北位移） ☆ 冬季副高弱——其范围在20°N以南 ☆ 夏季副高强——其范围在40°N以南nullnull 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 全球大气活动中心null英国数学家兼气象学家沃克爵士null 当印度洋地区出现气压正距平时，东南太平洋及南美地区将有负距平；反之亦然。nullnullnull沃克环流   赤道东太平洋是冷水上翻区。形成了著名的赤道干旱带。在日界线以东0～10ºS范围内年降水量仅500mm左右。 西太平洋从日界线往西到菲律宾是所谓“暖池”。在西太平洋赤道附近年降水量在2000mm以上，10ºN~10ºS附近两个半球的热带辐合带年降水量高达5000mm。 菲律宾以东的暖池与赤道东太平洋的冷水域之间形成强烈的温度对比。 Bjerknes首先（1969）指出这种东西向对比的重要性。并且认为赤道太平洋上空可能存在一个纬向环流圈。 nullnull沃克环流—— 赤道东太平洋冷水域上空大气是下沉运动，西太平洋暖池上空大气对流强烈，以上升运动为主，而地面为东风信风，高空对流层上层为西风，形成一个闭合的东西向环流圈。 沃克环流是赤道地区海气作用的产物,并通过大气的遥相关作用影响到其它地区,在整个赤道纬圈均存在沃克环流。 nullnullnull季风环流 ☆季风的基本概念 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。 ☆季风的分布null世界季风区域分布 亚、非和澳洲的热带和副热带地区为连成一片的全世界最大的季风区，其中东亚的海上、南亚、东非和西非属明显季风区。null世界季风区分布： 约在 30°W ~ 170°E，20°S ~ 35°N的范围， 其中以东亚和南亚的季风最显著。 东亚季风范围广、强度大，冬季风强于夏季风。 南亚季风（印度季风），夏季风强于冬季风。 东亚—南亚季风气候特点： （1）盛行风向随季节变化很大，甚至相反； （2）季风源地不同，气团性质不同，冬季寒冷干燥，夏季炎热湿润； （3）造成的天气现象有本质的季节性差异，冬季干燥少雨，夏季湿润多雨，多暴雨；热带地区有旱季与雨季之分。 null东亚季风（东亚季风区相对较复杂） 南海-西太平洋一带为热带季风区，冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。 东亚大陆-日本一带为副热带季风区，冬季30°N以北盛行西北季风，以南盛行东北季风；夏季盛行西南季风或东南季风。 夏季雨量丰富，冬季雨雪较少，干湿季没有热带季风区明显。南亚季风（热带季风） 冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。 冬夏季风期间干湿分明，夏季风期间为雨季，冬季风期间为干季 。 null东亚夏季风环流系统 许多学者认为： 东亚夏季风是南亚夏季风向东的延伸。 但据新的研究认为： 东亚夏季风相对于印度夏季风是一个相对独立的季风系统。 相反，东亚夏季风与南半球的印尼-北澳冬季风有密切的联系，东亚夏季风盛行时，正是印尼-北澳冬季风的盛行期。 null(一)高低空环流系统 （亚澳地区1988年6月950hPa平均流场） nullnullnull 东亚和印尼-北澳夏季风(北半球)环流系统的 低空成员： 澳大列亚冷性反气旋； 东亚地区向北越赤道气流； 南海-西太平洋热带辐合带； (ITCZ或称热带季风辐合带；南海季风槽等) 西太平洋副热带高压； 梅雨辐合带(或称副热带季风辐合带、梅雨锋等)。 高空成员： 南亚反气旋的东部脊； 东风急流(含南北两支东风急流)； 东亚地区向南越赤道气流；南半球高空副热带高压脊等。 null 热带季风的气流主要来自南半球。 副热带季风的气流由三部分组成，三股气流在副高西侧汇合而成。 ①副高西南侧的东南气流； ②南海-西太平洋热带西南季风； ③印度热带西南季风 南海-西太平洋ITCZ由单一的热带海洋气团所组成，不具锋面性质。 副热带季风辐合带由热带气团与北方极地大陆变性气团所构成，湿度对比明显，至少在高空有明显的锋面结构。null东亚夏季风系统的成员（陶诗言，陈隆勋） 澳大利亚的冷性反气旋; 沿100°E以东的越赤道气流； 印度的西南季风气流； 赤道辐合带 ITCZ； （位于南海和赤道西太平洋的季风槽）； 赤道东风气流； 西太平洋副高； 梅雨锋； 中纬度的扰动。 nullnull季风的成因： （1）海陆之间的热力差异 （2）行星风系的季节性位移 （3）大地形的作用如青藏高原 null 我国雨季的起讫与东亚夏季风的进退 雨带位移特点： 3次急进3次渐进 5月 雨带位于华南沿海； 6月上旬 移至南岭以北和闽浙交界处； 6月中旬 雨带第1次急进，迅速移过两湖盆地， 雨带抵近长江沿岸，停滞20天左右； 7月中旬 雨带第2次急进至40ºN以北； 8月中旬 雨带达最北，之后逐渐南移； 8月下旬后 很快南移，半个月后抵华南。null海洋环流 海气以复杂的非线性方式紧密联结在一起,形成敏感的耦合系统,共同承担着地球上能量的传递作用,是热量从赤道向极地传输的重要方式。null 大气环流驱动大洋表层水体做相应的运动,形成表层环流。表层水从原地被吹离,次表层水上涌补充,形成上升流；相反,在表水汇聚地区,又形成下降流。 在有上升流和下降流的地区,海表温度低于或高于其它海区,大洋两侧水温的差别导致了纬向环流的出现（如沃克环流）,海温的变异会引起厄尔尼诺与拉尼娜现象的发生,并通过海气作用导致沃克环流异常,造成大尺度的环流异常与全球气候异常。洋流系统洋流系统null正常状态正常状态29℃ 24℃ WE西海面高40cm左右 平均海温高3～6℃ 厄尔尼诺发生的状态厄尔尼诺发生的状态WE正常状态（1993.12）正常状态（1993.12）厄尔尼诺状态（1997.12）厄尔尼诺状态（1997.12）拉尼娜状态（1998.12）拉尼娜状态（1998.12）nullNino 3.4nullnull1901 — 2003 年中强null厄尔尼诺对全球气候的影响 nullnullnull热盐环流（温盐环流） 由于海水在 空间上温度和盐 度的差异引起海 水密度的变化， 由此导致深层海 水缓慢的运动称 之。 null全球大洋传输带（1996） 极区因辐射冷却等因素形成寒冷、高盐、高 密度的海水强烈下沉,形成底层流或深层流。 北大西洋的高盐度水以深层流的形式向南流, 绕过非洲南端后,一部分向北流到印度洋,其余部分 继续向东流入太平洋,在此,受温暖和入注淡水的稀 释作用,海水密度降低并上升到表面,然后向西运动 返回到大西洋以平衡外流的水体，构成了一个跨越 大洋的海洋“传送带”。 null热盐环流的重要性 温盐环流和大气中的Hadley环流、Ferrel环流和极地环流一起构成了维持全球气候系统的能量平衡至关重要的经向环流体系。null热盐环流的重要性 　　 对全球气候系统而言，热带存在辐射盈余，极地存 在辐射亏损，为保持整个系统的能量平衡，在低纬与高纬 之间，必定存在强的经向能量输送。 过去认为：输送作用主要通过大气过程实现。 现研究表明：海洋的极向热输送约占海气耦合系统 中极向热输送总量的50%，在北半球，它把低纬的热量输 送到高纬，在50°N附近（海洋西边界流最强）通过强烈的 海气热交换，把大量的热量输送给大气，再由大气把能量 向更高纬度输送。 海洋经向热输送强度的变化，将对全球气候产生重要 影响。