02-大气环流.ppt

封面页 设计好之后可以删掉这个文本框哦 海洋气象学 广东海洋大学海洋与气象学院 1 ChapterI 大气环流 行星风系 季风环流 亚洲季风 2 什么是大气环流 3 AtmosphericCirculation 是指地球表面上大规模的空气流动 以及 与较小规模的海洋环流一起 重新分配热量和水汽的途径 大气环流 行星风系 4 空间尺度可以和地球的尺度相比较的大气运动系统 也称为行星尺度大气环流或全球大气环流 一般来说环流指的是闭合的流场 全球环流则指的是闭合环流圈的空间尺度很大 可以和行星的尺度相比较 海洋大气是密切相关的 风驱动海洋流动形成风生环流 海洋环流也会反过来影响大气运动 海洋和大气环流耦合在一起共同影响全球气候变化 所以 这一章我们除了学习大气环流 也将涉及到海洋环流 全球纬向风分布 5 纬向风指的是大气风场的纬向 东 西 分量 通常用u来表示 相应地 南北方向的分量称为经向风 用v来表示 地面风场和高空风场的分布既相似 也不完全一样 北半球冬夏近地面风场 6 在北半球 我们通常用12 2月份的平均代表冬季 6 8月份的平均代表夏季 右图所示的是近地面风的分布 箭头代表气流的方向 无论是冬季或夏季 中高纬度一般吹西风 热带吹东风 为什么 GlobalAtmosphericCirculation全球大气环流 视频 7 热带辐合带 Inter tropicalconvergencezone ITCZ 8 从降水量看热带辐合带 9 上图 1月份降水 下图 7月份降水 热带地区有一个带状的降水区 该降水带对应热带辐合带 在热带太平洋东部和大西洋 辅合带很窄 在西太平洋和印度洋 降水区由于季风的作用而相对宽阔 哈德雷环流 10 在18世纪 航海已相当发达 根据多年航海的经验 人们已知道在赤道的北侧存在东北信风 赤道的南侧存在东南信风 1875年 英国气候学家Hadely根据地面观测到的热带信风推测 由于热带地区较热 空气上升 在大气高层向两极流去 在极地变冷下沉 在地面向赤道流去 构成一个闭合的单圈环流 单圈环流假想 G Hadley 1735 11 单圈环流是哈德雷根据热力作用的结果提出来的 并没有考虑地球的自转作用 如果没有地球自转 大气在经圈方向的环流并是单圈的 但由于地球自转 经圈环流并不是单圈的 三圈环流 12 由于地球的自转 当大气自赤道流向高纬度时 科氏力的作用使得气流逐渐偏向东 再加上辐射形成的南北温度梯度的限制 哈德雷环流只能在大约南北纬30度的地方下沉 在20世纪20年代人们提出了旋转地球上三圈环流的理论模型 哈德雷环流 低纬度 费雷尔环流 中纬度 极地环流 13 费雷尔环流 14 与哈德雷环流相反 费雷尔环流在较冷的地方上升 大约南北纬60度的地方 在较热的地方下沉 大约南北纬30度的地方 这说明费雷尔环流并不是由热力因素驱动的 以后我们会学习锋面和气旋 会知道冷锋是由于冷气团南下推动暖气团上升形成的 平均来说 锋面和气旋的多发区是在大约南北纬60度的地方 在那里由于锋面的作用 南边来的暖气团平均来说呈上升运动 所以 费雷尔环流是动力驱动的 极地环流 15 和哈德雷环流一样 极区环流在较暖的地方上升 在较冷的地方下沉 也是由于热力驱动的环流 经圈环流造成的气压 风 雨随纬度的带状分布 16 不同纬度的带状气候分布 17 什么是季风 18 由于大陆和海洋在一年之中增热和冷却程度不同 在大陆和海洋之间大范围的 风向随季节有规律改变的风 称为季风 季风又称为季候风 英文为Monsoon 古代海船全靠风力推动 顺航的季风 就成了海船远航的动力 季风 19 形成季风最根本的原因 是由于地球表面性质不同 热力反映有所差异引起的 由海陆分布 大气环流 大地形等因素造成的 以一年为周期的大范围的冬夏季节盛行风向相反的现象 我国是受季风影响最大的地区之一 我国的夏季降水在很大程度上是受季风系统控制的 20 亚洲大陆和海洋分布形成宣明的南北对比 它们之间温差随季节的季节变化 使得该地区成为最典型的季风区 夏季 陆地相对海洋较暖 气压较低 风自海洋吹向陆地 带来水汽和降水 冬季 陆地相对海洋较冷 气压较高 风自陆地吹向海洋 气候寒冷干燥 季风 21 海陆风LandAndSeaBreezeExplained Video 季风和海陆风形成的原理相似 但空间尺度和时间尺度均大得多 夏季像白天 冬季向晚上 22 青藏高原的热力作用加强了该地区的季风环流 高原的热力作用就像山谷风的原理一样 但空间和时间尺度较大 夏季像白天 冬季像晚上 青藏高原对季风环流的影响 6 风生洋流 大气运动作用在海洋表面上 通过摩擦力带动海水运动 形成风生 驱动 洋流 主要的风生洋流有 北大西洋的湾流 GulfStream 北太平洋的黑潮 Karoshio 南极绕极洋流 Antarcticcircumpolarcurrent ACC 等 23 风驱动海水运动的原理 风应力作用在海面 带动海水沿风吹的方向运动 在科氏力的作用下 表面海水逐渐向右偏转形成与风向45度的夹角 随着海水深度的加深 运动方向逐渐向右偏转 另外 由于摩擦力的作用 海水运动速度逐渐减弱 一般来说 风生洋流只达到100 300米深 24 近洋面层风场情况 上图 12 2月份的平均近地面风矢量 下图 6 8月份的平均近地面风矢量 热带吹东风 中高纬度吹西风 25 北大西洋或北太平洋的风生洋流 中高纬度的西风驱动海水向东运动并逐步向南偏转 热带东风驱动海水向西运动并逐步向被偏转 它们构成了一个闭合的环流 但需要注意的是西岸向北的洋流窄而且流速大 东岸向南的洋流宽 但缓慢 详细的讨论超出了本课程的范围 26 中纬度 赤道 海岸 海岸 风向 风向 洋流方向 全球风生洋流的分布 27 红色箭头代表暖海水的运动方向 蓝色箭头代表冷海水的运动方向 南北太平洋和大西洋各有一个闭合的环流 几乎是对称的 南极大陆外围有一个绕极环流 ACC 墨西哥湾流 狭窄但流速很快的湾流把热带海水输送到高纬度地区 使得北大西洋沿岸的温度比同纬度其它地区要高 而且比较湿润 在台湾和日本东侧的洋面也有类似湾流的洋流 也就是黑潮 但由于东亚大陆海岸不太规则 该洋流没有湾流那么明显 28 温暖的湾流 湾流携带的热量对热带与高纬度的热量交换起着非常重要的作用 右图所示的是卫星遥感得到的海水温度 29 湾流不稳定产生的涡旋 30 分离出的涡旋有着较高的稳定性 能够维持相当长的时间 湾流的流场矢量 31 实验室模拟的湾流 J Marshal MIT 32 南极绕极洋流示意图 图中的几个椭圆形区域分别表示了冷和暖的海水区域 33 南极绕极洋流矢量流场 箭头表示海水运动的方向 背景的蓝色代表洋流运动最强的地方 34 北冰洋洋流 合适的风生北冰洋洋流能够把海冰输送出北冰洋 相反 不合适的风生洋流不利于北冰洋海冰向北大西洋输送 这对气候变化有什么样的影响 35 7 温盐环流 thermohalinecirculation 前面我们提到了风生洋流之达到100 300米的深度 海水运动还受其层结稳定性的影响 就像大气层结不稳定时 大气会产生垂直对流运动 海水也会层结不稳定而产生对流运动 决定海水层结稳定性的要素除了温度 还有盐度 盐度越高 海水越重 热带海水由于温度高 蒸发大 盐度较高 高纬度温度低 蒸发少 海水盐度低 36 温盐环流 当热带温度和盐度较高的海水向高纬度运动时 随着温度的降低 盐度变化相对较小 海水密度逐渐变大 产生下沉运动 在海底流向赤道 构成闭合的环流 这一环流是由于温度和盐度的变化共同造成的 所以 称为温盐环流 37 温盐环流 如右图所示的湾流把热带大西洋高盐度海水输送到北大西洋 在格陵兰岛附近便会产生下沉运动 构成著名的北大西洋温盐环流 38 全球温盐环流示意图 39 红色箭头表示表层海水的运动方向 蓝色箭头表示底部海水的运动方向 几处阴影区表示海水的下沉区 全球大洋环流 globaloceanconveyorbelt 40 大洋环流的变化会对全球气候产生很大影响 全球大洋环流 globaloceanconveyorbelt 41 8 海气耦合和沃克环流 海洋和大气是密切藕合在一起的 大气运动驱动海洋运动 海洋运动导致大气下垫面温度不均匀 又导致大气运动 本章 我们以沃克环流为例说明海气之间的耦合 下一章 我们再回到沃克环流学习该环流于气候变化之间的关系 42 信风的作用使得热带东太平洋冷 西太平洋暖 信风作用在洋面上 热带东太平洋表层的暖海水被吹向热带西太平洋 导致东太