第5章大气系统的平均状态讲述.ppt

三、季风的形成因素 （1）海、陆分布作用 海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化 * 海陆风与季风，时间尺度和空间尺度都不同。 海陆风 白天风从海洋吹向陆地，夜间风从陆地吹向海洋，这种风称为海陆风 海陆风是由海陆间气压日变化不同而引起的 沿海地区的风向转变现象，而季风是由海、陆 之间气压的季节变化而引起的风向转变，规模 很大，且一年为周期的现象。 三、季风的形成因素 （2）行星风带季节位移的作用 在表面均匀的地球，行星风带基本上是纬向的。即热带为东风带，中高纬西风带。冬夏之间，这些行星风带有显著的南北位移，强度也有很大变化。在两支行星风带交替的区域，行星环流发生季节性转移，盛行风向往往近于相反。 光 阳 太 30?N 30?S 60?S 0? 60?N 30?N 30?S 60?S 0? 60?N 北半球夏季 北半球冬季 由于太阳辐射的变化，夏季太阳直射点北移，风带北进，冬季相反而南撤这样在两个风带相接的地区便会形成风向随季节而显著改变的季风现象。（30S-30N)最为显著。 60?N 30?N 30?S 60?S 0? 北半球夏季 北半球冬季 三、季风的形成因素 （3）青藏高原作用 ① 热力作用 夏季：热源（低层形成强大热低压，盛行气旋性环流）。有助于高层南亚高压和东风急流的形成和维持，这与印度西南季风的爆发有直接的关系。 冬季：冷源 ② 动力作用 a:对气流的分支、绕流和汇合作用 b:对气流的爬越作用 c:对气流的屏障作用 四、亚洲季风分区 亚洲季风区分区示意图（引自丁一汇，2005） 南亚季风（印度季风） 东亚季风 东亚副热带季风 南海季风（西北太平洋季风） 亚洲季风 印度夏季风环流系统 Krishnamurti (1976) 最早指出： 印度夏季风环流系统：印度季风槽、南亚高空反气旋、高空自北半球向南半球的越赤道气流、南半球低空马斯克林反气旋以及索马里低空越赤道气流。 印度夏季风环流系统 * 南亚季风（印度季风、西南季风） 东亚季风环流系统成员： 低空包括：澳大利亚低空冷反气旋，东亚地区低空越赤道气流（105E或125-130E），南海—西太平洋ITCZ（南海部分常称为南海季风槽）、西太平洋副热带高压、梅雨锋及西风带槽。 高空则包括：南亚高压在东亚的部分、南北两支东风急流、南支东风急流形成的自北到南越赤道气流。 从经圈环流看包括有自ITCZ上升气流向副高区下沉的Hadley环流及自ITCZ上升到南半球反气旋下沉的季风经圈环流。 东亚夏季风环流系统 索马里急流 副热带高压 热带对流云团 台风 马斯克林高压 高原强迫 D D 中高纬度 冷空气活动 梅雨锋 季风槽 MJO东传 东南信风 澳大利亚高压 西南涡 季风低压 D 东亚夏季风主要系统的示意图 亚洲季风推进的时间 * 850hPa 340K等位温线平均位置的时间变化 1971－1980年的平均位置 华南北部（5月第4侯到6月第2侯） 长江流域（6月第4侯到7月第1侯） 黄淮流域（7月第2 侯到7月第4侯） 华北（7月第5侯到8月第2侯） 4月初（盛期在 5－6月），华南前汛期降水开始 每年6月中、下旬到7月上半月的初夏，出现梅雨，又俗称”霉雨”。 7月上、中旬，江淮流域梅雨期结束，华北雨季开始。 季风指数定义方法 * (Wang et al. ,2008) * 降水 东亚夏季风指数 5.4 气候的地理分布 气候的区域性分布的原因： 太阳辐射、地球重力作用、各个系统之间相互作用的结果 气候的地带性：气候系统中的能量、大气运动及气候要素在空间上的分布都具有一定带状特征。这种带状分布近似于与纬圈一致，因此气候的差异也具有一定的带状特征。 太阳辐射在地球上投影角不同造成气候差异——天文气候带 * * 5.4.2 气候的非地带性 原因：水平方向的海陆分布、垂直方向随海拔高度的变化 植被生长的关键：温度和降水 长白山 * * * 高黎贡山 喜马拉雅山南坡比北坡垂直自然带显著的主要原因：南坡相对高度大、迎风坡 * 长白山、天山的垂直气候带 长白山 天山 同纬度（42N附近)，但经度不同，不仅在气候与植被的垂直分层不同，而且还表现在相似的气候带所处的高度不一致。随经度的递减（由东向西），大陆性气候增强。因而不同经度上山地的垂直气候分层表现出不同的气候类型 第五章 大气系统的平均状态 第一节 平均温度结构 第二节 平均大气环流 第三节 季风 第四节 气候的地理分布（气候带与气候型） * * 5.1 平均温度结构 5.1.1 全球温度分布 對流層 平流層 中間層 熱成層 臭氧層 溫度隨高度變化 年平均 纬向平均温度