第六讲云对海气相互作用的影响课件..ppt

第六讲 云对海气相互作用的影响 基本概念 基本概念 辐射强迫 定义为晴天平均向外射出波辐射与实际状况平均向外射出辐射之差，即该区域云的存在对辐射的影响。 LWCRF = Fclr - F SWCRF = S(?clr - ?) Net CRF = LWCRF + SWCRF 其中Fclr为晴天平均向外射出长波辐射，F为实际状况平均向外射出长波辐射。S·?clr为晴天平均向外反照短波辐射，S·?是实际状况平均向外反照短波辐射。二者之和为总的净云辐射强迫。 什么决定气候？或什么决定了全球的温度？ 地球系统的能量来源于太阳 地球的温度取决于入射的太阳辐射和地球大气射出的长波辐射的平衡 影响短波辐射的主要因子： 云 (云量和云状) 水汽 地表反照率 气溶胶 (类型和数量) 云 地表/大气的温度 温室气体 水汽 云的形成和消亡过程是地气系统水和能量的再分配过程 蒸发-降水：淡水通量 云－气候反馈 高云的正反馈过程 云的负反馈过程 表面温度升高时，相对湿度将降低，从而层云云量降低，进入地球系统的辐射通量增加并最终使得表面温度进一步升高； 同时，表面的增暖也会减小对流层低层的稳定度，不利于层云的形成，也会导致表面的升温。 另外，静力稳定度的减小可以造成与上层干空气更强的混合，使低层湿度减小，从而加强反馈过程。 尽管高原下游的云－地面温度的正反馈过程既可使其增暖加快又可使其变冷加速，但可以推断出，在表面冷却和增暖两种过程中，表面冷却过程的云辐射反馈作用较强。 当表面冷却时，静力稳定度的增加有利于层云的形成。同时，深对流云和卷云的发展则受到了抑制，这就导致了更强的辐射冷却。 当表面增暖时，不稳定的层结会有利于积状对流云的发展从而削弱正的云反馈过程。 高原下游局地环流场的变化 上图为环流场气候态（早春3月份） 下图为76-00年均值与51-75年均值之差 在高原下游地区存在一个异常的垂直环流圈，对云量变化有重要影响 (105-115°E，25-35°N)范围内区域平均的500hPa纬向风与四川盆地地区的总云量相关系数为0.35（1951-2000），局地对流层中层的纬向风对云的生成有显著影响 Cooling over Sichuan Basin of China: A delayed intensified signal due to the positive cloud-temperature feedback in the eastern periphery of the Tibetan Plateau Climate mean changes of March LSAT (1976-2000 minus 1951-1975). Annual cycle of the climatic mean changes averaged over the Sichuan Basin. Cooling in March * * 宇如聪、周天军 大洋环流和海气相互作用数值模拟 /staff/ztj/index_c.htm 云的形成和分类 云对气候系统的调节作用 云对海气相互作用的影响 本讲总结 内容提要 云对气候系统的调节作用 云对地球大气能量收支的影响 云的形成和消亡过程是地气系统水和能量的再分配过程 云辐射强迫和云气候反馈 我国东部区域的云辐射特征 辐射平衡 一个物体接收与发射的辐射能量两者相等的状态。此时物体的净辐射为零，温度保持恒定。如果物体接收的辐射能大于它的发射能量，则物体要增温，反之，物体则要降温。如果一个物体的温度长期保持恒定，则说明它处在稳定的辐射平衡中，例如行星地球系统。 辐射冷却 物体因接收到的辐射小于自身放射出去的辐射而导致的温度降低现象。夜间，地表由于辐射收入少于支出而出现辐射冷却。近地面大气层中由于辐射冷却经常可出现强烈的逆温。大气层中由于辐射交换结果而出现的辐射冷却现象，常用辐射冷却率来表示。 气候系统的能量收支 吸收短波，射出长波 TOA年平均净辐射通量 TOA净短波、长波通量的纬向平均分布 影响长波辐射的主要因子： 反射太阳辐射，冷却地球 吸收地球表面的长波辐射通量，并向地面发射长波辐射，加热地球（被子效应） 云的生消过程实现水和能量的再分配 云参与地球气候复杂的反馈过程 云是调节气候变化的关键因子 蒸发 降水 传输 成云 失去水和潜热 得到水 得到热量 水平 垂直 年平均气候分布（cm/year) The data from Earth Radiation Budget Experiment provide the first accurate estimate of short wave and long wave radiative fluxes at the TOA