发表于:2015-07-31 22:53:54 [只看贴主] [显示全部]

记得我回答过一个气候问题,现在分享下气候特征吧;

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  • 冬季大陆迅速冷却,海洋上温度比陆地要高些,因此大陆为高压,海洋上为低压,低层气流由大陆流向海洋,高层气流由海洋流向大陆,形成冬季的季风环流。在我国为西北季风,变为东北季风。冬季风十分干冷

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  • 季风形成的原因,主要是海陆间热力环流的季节变化。夏季大陆增热比海洋剧烈,气压随高度变化慢于海洋上空,所以到一定高度,就产生从大陆指向海洋的水平气压梯度,空气由大陆指向海洋,海洋上形成高压,大陆形成低压,空气从海洋海向大陆,形成了与高空方向相反气流,构成了夏季的季风环流。在我国为东南季风和西南季风。夏季风特别温暖而湿润。

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  • 英国E·哈雷认为季风是由于海陆热力性质的不同和太阳辐射的季节变化而产生的以一年为周期的大型海陆直接环流。冬季,大陆比海洋冷,大陆上为冷高压,近地面空气自大陆吹向海洋;夏季,大陆比海洋暖,大陆上为热低压,近地面空气自海洋吹向大陆。20世纪50年代以来,在有了比较多的高空气象资料后,有人指出行星风系的季节位移也是形成季风的一个主要原因。此外,并不是所有具有海陆差异的地区都有季风,还有其他一些物理因子在季风形成中起作用。例如,大地形(如青藏高原)的热力和动力积重难返及南半球越赤道而来的气流,对夏季风的活动均有很大影响。

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  • 季风形成 季风是大范围盛行的、风向有明显季节变化的风系。随着风向的季节 变化,天气和气候也发生明显的季节变化。“季风”一词来源于阿拉伯语"mausim”,意为季节。中国古称信风,意为这种风的方向总是随着季节而改变。

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  • 信风是一个非常稳定的系统,但也有明显的年际变化。有人认为,东太平洋信风崩溃,可能对赤道海温激烈上升有影响,是厄尔尼诺形成的原因。其增强、减弱是有规律的,厄尔尼诺时信风大为减弱,致使赤道地区的纬向瓦克环流也减弱。反厄尔尼诺时,信风增强,瓦克环流增强并向西扩展。

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  • 信风与反信风在赤道和南北纬20~35°之间构成闭合的垂直环流圈,即哈德莱环流。由于副热带高压在海洋上表现特别明显,终年存在,在大陆上只冬季存在。故在热带洋面上终年盛行稳定的信风,大陆上的信风稳定性较差,且只发生在冬半年。两个半球的信风在赤道附近汇合,形成热带辐合带。

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  • 此时,赤道低气压带与副热带高气压带之间产生气压差,气流从"副热带高气压带"流向"赤低"。在地转偏向力影响下,北半球副热带高压中的空气向南运行时,空气运行偏向于气压梯度力的右方,形成东北风,即东北信风。南半球反之形成东南信风。在对流层上层盛行与信风方向相反的风,即反信风。

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  • 信风的形成与地球三圈环流有关,太阳长期照射下,赤道受热最多,赤道近地面空气受热上升,在近地面形成赤道低气压带,在高空形成相对高气压,高空高气压向南北两方高空低气压方向移动,由于受到地转偏向力的影响,在南北纬30度附近偏转成与等压线线平行,大气在此处堆积,被迫下沉,在近地面形成副热带高气压带。

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  • 大自然真的太奇妙了!

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  • 按地理位置分类 赤道流、大洋流、极地流及沿岸流等。 具体为赤道逆流,北赤道暖流,南赤道暖流,西风漂流和环流。

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  • 海流按其水温低于或高于所流经的海域的水温,可分为寒流和暖流两种。 暖流:水温较流经海区水温高的是暖流,来自水温低处。②寒流,亦称凉流,冷流:本身水温比周围水温低,来自水温高处。表层海流的水平流速从几厘米/秒到300厘米/秒,深处的水平流速则在10厘米/秒以下。铅直流速很小,从几厘米/天到几十厘米/时。海流以流去的方向作为流向,恰和风向的定义相反。

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  • 综上所述,产生洋流的主要原因是风力和海水密度差异。实际发生的洋流总是多种因素综合作用的结果。

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  • 在海洋的大陆架范围或浅海处,由于海岸和海底摩擦显著,加上潮流特别强等因素,便形成颇为复杂的大陆架环流、浅内海环流、海峡海流等浅海海流。

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  • 大洋西向强化流在北半球向北(南半球向南)流动,而后折向东流,至某特定地区时,流动开始不稳定,流轴在其平均位置附近便发生波状的弯曲,出现海流弯曲(或蛇行)现象,最后形成环状流而脱离母体,生成了中央分别为来自大陆架的冷水的冷流环和来自海洋内部的暖水的暖流环。这是一类具有中等尺度的中尺度涡。此外,在大洋的其他部分,由于海流的不稳定,也能形成其他种类的中尺度涡。这些中尺度涡集中了海洋中很大一部分能量,形成了叠加在大洋气候式平均环流场之上的各种天气式涡旋,使大洋环流更加复杂。

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  • 其他形式 在大洋的东部和近岸海域,当风力长期地、几乎沿海岸平行地均匀吹刮时,一方面生成风漂流,发生海水的水平辐合和辐散,而出现上升流和下降流;另一方面因海水在近岸处积聚和流失而造成海面倾斜,发生水平压强梯度力而产生沿岸流,就形成沿岸的升降流

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  • 补偿流 因为海水挤压或分散引起。当某一海区的海水减少时,相邻海区的海水便来补充,这样形成的洋流称为补偿流。补偿流既可以水平流动,也可以垂直流动,垂直补偿流又可以分为上升流和下降流,如秘鲁寒流属于上升补偿流。

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  • 大洋上的结冰、融冰、降水和蒸发等热盐效应,造成海水密度在大范围海面分布不均匀,可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水,而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作用下,作水平方向的流动,并可通过中层水底部向上再流到表层,这就是大洋的热盐环流

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  • 密度流 在密度差异作用下引起。不同海域海水温度和盐度的不同会使海水密度产生差异,从而引起海水水位的差异,在海水密度不同的两个海域之间便产生了海面的倾斜,造成海水的流动,这样形成的洋流称为密度流。

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  • 大洋表层风生环流在南半球的中纬度和高纬度地带,由于没有大陆海岸阻挡,形成了一支环绕南极大陆连续流动的南极绕极流。

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  • 大洋表层生成的风漂流,构成大洋表层的风生环流。其中,位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流,在大洋的西边界处受海岸的阻挡,其主流便分别转而向北和向南流动,由于科里奥利参量随纬度的变化(β-效应)和水平湍流摩擦力的作用,形成流辐变窄、流速加大的大洋西向强化流。每年由赤道地区传输到地球的高纬地带的热量中,有一半是大洋西边界西向强化流传输的。进入大洋上层的热盐环流,在北半球由于和大洋西向强化流的方向相同,使流速增大;但在南半球则因方向相反,流速减缓,故大洋环流西向强化现象不太显著

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