GlobalAtmosphericandOceanicCirculation全球大气与海洋环流
合集下载
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
Global Atmospheric and Oceanic Circulation
全球大氣與海洋環流
2012/11/27
日照強度越往高緯越弱
之前介紹全球能量收支，討論到地球整體接收的太陽輻射， 與地球長波輻射長時間所達成的平衡狀態，但隨著緯度變 化，能量收支的情況也會有所不同。 因為地球接近正球形，太陽日照在低緯度接近直射，日照 強度較強，越往高緯越斜射，日照強度弱，因此高緯度一 整年接收到的太陽入射能量低於赤道地區。
入射太陽輻射
+
年平均輻射收支
環流傳送
散逸地表輻射
環流傳送
北
緯度
南
單胞環流（只考慮溫度梯度、未考慮科氏力）
淨輻射收支：赤道為正、極區為負 近地表溫度：赤道暖、極區冷 近地面空氣密度：赤道低、極區高 海平面氣壓：赤道低壓、極區高壓 空氣垂直運動：赤道上升、極區下沉 近地面空氣水平運動：赤道輻合、極 區輻散 由赤道地面上升到對流層頂，往兩極 移動並冷卻沉降，再由地表回到赤道， 形成兩個對稱的封閉環流圈 （最早在18世紀初由Hadley提出這樣的 環流假設概念，但後來發現與實際環流 並不相符，因為沒有考慮科氏力的影響）
地面淨輻射收支在低緯度為正、高緯度為負
把各緯度近地面接收的太陽輻射能量，減去地面放射的輻 射能量，會發現在南北緯35o以內，淨輻射收支為正值，在 南北緯35o以外，淨輻射收支為負值。 不同緯度之間的淨輻射收支差異，是驅動大氣與海洋環流 的能量來源，透過大氣與海洋的流動，低緯度多餘的能量 得以往高緯度輸送，讓各地的能量收支達成平衡
地轉平衡
氣壓梯度力讓空氣傾向由高壓往低壓流動，方向垂直等壓線 科氏力讓空氣運動往右偏轉，其作用方向與運動方向垂直 若氣壓梯度力與科氏力達成平衡（地轉平衡），則空氣會平 行等壓線流動（左圖），此時的風稱為「地轉風」 若加入摩擦力，其作用方向保持與運動方向相反，氣壓梯度 力改與摩擦力與科氏力的合力達成平衡，空氣流動方向會與 等壓線維持一個夾角，偏向低壓的方向（右圖）
B
B’
C
A’ A /wiki/File:Ea
rth_coordinቤተ መጻሕፍቲ ባይዱtes.PNG
科氏力對大氣運動的影響
因為地球是一個非慣性的旋轉座標，必須加上科氏力這個 假想力，來代表物體隨地球旋轉所具有的慣性速度，才能 解釋地球上物體的運動軌跡。 因為地球由西往東轉，因此在北半球物體會往運動方向右 邊偏轉，南半球會往左邊偏轉。 科氏力的作用，在赤道地區最不顯著，越往高緯越明顯。 只有移動距離夠長（超過數十公里）的時候，科氏力的作 用才會顯著（例如：水槽出水口順時針或逆時針流動，與 科氏力沒有關係） 大尺度環流必須考慮科氏力的影響，且流動速度越快，科 氏力越明顯。
全球海平面氣壓分布的季節變化
6~8月
12~2月
北半球夏季主要 可看到太平洋與 大西洋（百慕達） 副熱帶高壓，亞 洲季風低壓區 北半球冬季可看 到北太平洋的阿 留申低壓、北大 西洋的冰島低壓、 與西伯利亞高壓， 副熱帶高壓變得 微弱。
Hadley cell
Ferrel cell
西風
L H Polar cell
三胞環流是一個簡化的 平均狀態，還要再加入 季節、海陸分布的影響， 才會更貼近真實的環流 情況。
太陽直射緯度的改變形成地球上的季節變化
夏至 冬至 春分
秋分
全球近地面溫度分布的季節變化
Data: 1961~1990 CRU CL2.0 LST + NOAA OISST v2 + NCEP/NCAR reanalysis v1
東北信風 L 東南信風 H
Hadley cell
Ferrel cell
西風
L H Polar cell
由於科氏力的影響，高低 緯的壓力梯度無法形成單 胞環流，而成為三胞環流， 由低緯往高緯分別為 Hadley cell（0o~30o）、 Ferrel cell（30o~60o）、 polar cell（60o~90o）。 以全年平均狀態來看，赤 道與緯度60o附近為上升 區（地面低壓），緯度 30o附近與兩極為下沉區 （地面高壓）， Hadley cell與polar cell都是 熱空氣上升、冷空氣下沉 的熱力直接環流 Ferrel cell是熱空氣下沉、 冷空氣上升的熱力間接環 流（與中緯度氣旋活動相 關）
在旋轉座標下的物體運動軌跡
假設一物體從低緯度的A 點往高緯度的B點移動， 要考慮從A點往北的速度， 以及物體在A點隨地球旋 轉帶有的切線方向慣性速 度 若物體到達B點所在緯度 時，A點已經旋轉到了A’ 點，B點已旋轉到B’點， 但由於地球在低緯的切線 速度快，所以物體實際到 達的位置C，會比B’更往 東（右）偏
赤道
如何思考科氏力？
在地球的物體都隨著地球 一起轉動 各緯度旋轉的角速度相同， 但切線速度在赤道最大， 兩極最慢 位於特定緯度的靜止物體， 從地球上看並未移動，但 從地球以外看卻是隨著地 球做慣性運動，運動的速 度就是地球在該緯度的切 線速度
/wiki/File:Ea rth_coordinates.PNG
（低壓）
P
P+DP P+2DP
氣壓梯度力
氣壓梯度力 風向 風向 摩擦力 科氏力
（低壓）
P
P+DP P+2DP
（高壓） 科氏力
P+3DP
P+3DP
（高壓）
三胞環流
Ferrel cell
Polar cell H L 西風 H
Hadley cell
Intertropical convergence zone (ITCZ)
三胞環流
Ferrel cell
盛行風場：
Polar cell H L 西風 H
Hadley cell
Intertropical convergence zone (ITCZ)
東北信風 L 東南信風 H
中高緯度科氏力強，盛行 風會接近地轉風，在中緯 度形成西風帶，極區則為 東風 低緯度科氏力微弱，北半 球近地面盛行東北信風， 南半球盛行東南信風，兩 者相會於「間熱帶輻合 區」，長年有旺盛的深對 流活動。
全球大氣與海洋環流
2012/11/27
日照強度越往高緯越弱
之前介紹全球能量收支，討論到地球整體接收的太陽輻射， 與地球長波輻射長時間所達成的平衡狀態，但隨著緯度變 化，能量收支的情況也會有所不同。 因為地球接近正球形，太陽日照在低緯度接近直射，日照 強度較強，越往高緯越斜射，日照強度弱，因此高緯度一 整年接收到的太陽入射能量低於赤道地區。
入射太陽輻射
+
年平均輻射收支
環流傳送
散逸地表輻射
環流傳送
北
緯度
南
單胞環流（只考慮溫度梯度、未考慮科氏力）
淨輻射收支：赤道為正、極區為負 近地表溫度：赤道暖、極區冷 近地面空氣密度：赤道低、極區高 海平面氣壓：赤道低壓、極區高壓 空氣垂直運動：赤道上升、極區下沉 近地面空氣水平運動：赤道輻合、極 區輻散 由赤道地面上升到對流層頂，往兩極 移動並冷卻沉降，再由地表回到赤道， 形成兩個對稱的封閉環流圈 （最早在18世紀初由Hadley提出這樣的 環流假設概念，但後來發現與實際環流 並不相符，因為沒有考慮科氏力的影響）
地面淨輻射收支在低緯度為正、高緯度為負
把各緯度近地面接收的太陽輻射能量，減去地面放射的輻 射能量，會發現在南北緯35o以內，淨輻射收支為正值，在 南北緯35o以外，淨輻射收支為負值。 不同緯度之間的淨輻射收支差異，是驅動大氣與海洋環流 的能量來源，透過大氣與海洋的流動，低緯度多餘的能量 得以往高緯度輸送，讓各地的能量收支達成平衡
地轉平衡
氣壓梯度力讓空氣傾向由高壓往低壓流動，方向垂直等壓線 科氏力讓空氣運動往右偏轉，其作用方向與運動方向垂直 若氣壓梯度力與科氏力達成平衡（地轉平衡），則空氣會平 行等壓線流動（左圖），此時的風稱為「地轉風」 若加入摩擦力，其作用方向保持與運動方向相反，氣壓梯度 力改與摩擦力與科氏力的合力達成平衡，空氣流動方向會與 等壓線維持一個夾角，偏向低壓的方向（右圖）
B
B’
C
A’ A /wiki/File:Ea
rth_coordinቤተ መጻሕፍቲ ባይዱtes.PNG
科氏力對大氣運動的影響
因為地球是一個非慣性的旋轉座標，必須加上科氏力這個 假想力，來代表物體隨地球旋轉所具有的慣性速度，才能 解釋地球上物體的運動軌跡。 因為地球由西往東轉，因此在北半球物體會往運動方向右 邊偏轉，南半球會往左邊偏轉。 科氏力的作用，在赤道地區最不顯著，越往高緯越明顯。 只有移動距離夠長（超過數十公里）的時候，科氏力的作 用才會顯著（例如：水槽出水口順時針或逆時針流動，與 科氏力沒有關係） 大尺度環流必須考慮科氏力的影響，且流動速度越快，科 氏力越明顯。
全球海平面氣壓分布的季節變化
6~8月
12~2月
北半球夏季主要 可看到太平洋與 大西洋（百慕達） 副熱帶高壓，亞 洲季風低壓區 北半球冬季可看 到北太平洋的阿 留申低壓、北大 西洋的冰島低壓、 與西伯利亞高壓， 副熱帶高壓變得 微弱。
Hadley cell
Ferrel cell
西風
L H Polar cell
三胞環流是一個簡化的 平均狀態，還要再加入 季節、海陸分布的影響， 才會更貼近真實的環流 情況。
太陽直射緯度的改變形成地球上的季節變化
夏至 冬至 春分
秋分
全球近地面溫度分布的季節變化
Data: 1961~1990 CRU CL2.0 LST + NOAA OISST v2 + NCEP/NCAR reanalysis v1
東北信風 L 東南信風 H
Hadley cell
Ferrel cell
西風
L H Polar cell
由於科氏力的影響，高低 緯的壓力梯度無法形成單 胞環流，而成為三胞環流， 由低緯往高緯分別為 Hadley cell（0o~30o）、 Ferrel cell（30o~60o）、 polar cell（60o~90o）。 以全年平均狀態來看，赤 道與緯度60o附近為上升 區（地面低壓），緯度 30o附近與兩極為下沉區 （地面高壓）， Hadley cell與polar cell都是 熱空氣上升、冷空氣下沉 的熱力直接環流 Ferrel cell是熱空氣下沉、 冷空氣上升的熱力間接環 流（與中緯度氣旋活動相 關）
在旋轉座標下的物體運動軌跡
假設一物體從低緯度的A 點往高緯度的B點移動， 要考慮從A點往北的速度， 以及物體在A點隨地球旋 轉帶有的切線方向慣性速 度 若物體到達B點所在緯度 時，A點已經旋轉到了A’ 點，B點已旋轉到B’點， 但由於地球在低緯的切線 速度快，所以物體實際到 達的位置C，會比B’更往 東（右）偏
赤道
如何思考科氏力？
在地球的物體都隨著地球 一起轉動 各緯度旋轉的角速度相同， 但切線速度在赤道最大， 兩極最慢 位於特定緯度的靜止物體， 從地球上看並未移動，但 從地球以外看卻是隨著地 球做慣性運動，運動的速 度就是地球在該緯度的切 線速度
/wiki/File:Ea rth_coordinates.PNG
（低壓）
P
P+DP P+2DP
氣壓梯度力
氣壓梯度力 風向 風向 摩擦力 科氏力
（低壓）
P
P+DP P+2DP
（高壓） 科氏力
P+3DP
P+3DP
（高壓）
三胞環流
Ferrel cell
Polar cell H L 西風 H
Hadley cell
Intertropical convergence zone (ITCZ)
三胞環流
Ferrel cell
盛行風場：
Polar cell H L 西風 H
Hadley cell
Intertropical convergence zone (ITCZ)
東北信風 L 東南信風 H
中高緯度科氏力強，盛行 風會接近地轉風，在中緯 度形成西風帶，極區則為 東風 低緯度科氏力微弱，北半 球近地面盛行東北信風， 南半球盛行東南信風，兩 者相會於「間熱帶輻合 區」，長年有旺盛的深對 流活動。