第7章-陆面过程课件.ppt

1、第7章 陆面过程7.1 陆面过程的基本概念陆面过程的基本概念7.2 陆面过程对气候的影响陆面过程对气候的影响7.3 陆面过程模拟陆面过程模拟7.1 陆面过程的基本概念陆面过程的基本概念7.1.1 陆面的基本特征陆面的基本特征陆地表面陆地表面占地球表面积近30%，是人类的主要栖息地和经济活动场所，也是地球气候系统重要的组成部分地球气候系统重要的组成部分。陆地表面的构成极其复杂陆地表面的构成极其复杂，其中包括大约1/4的森林，1/4的草地，1/4的沙漠，1/8的城市和农用地，其余1/8为其它各种不同的下垫面，这些下垫面的性质随季节发生变化，其上还可能为大面积的积雪和冻融土所覆盖。陆面构成及其复杂陆

2、面构成及其复杂 陆气相互作用的复杂性陆气相互作用的复杂性全球陆面构成的分布全球陆面构成的分布l 陆地植被陆地植被：分类成千上万，不同类型的植被的空间组成、几何结构和物理生化性质也很不相同。l 土壤土壤：土壤质地分类也有数十类，土壤的质地、结构特性、物理特性、光学特性等属性参数均是陆面过程研究必须考虑的。l 地表水文过程地表水文过程：除了要给定植被和土壤质地的性质和它们的分布，还要给定地形及地貌特性。陆面特性既随下垫面的类型和性质，也随时间和空间而变，陆面特性既随下垫面的类型和性质，也随时间和空间而变，同时还受空间非均匀性和变异度的影响。同时还受空间非均匀性和变异度的影响。因此，陆面过程研究不仅

3、需要考虑陆面构成的复杂性，同时因此，陆面过程研究不仅需要考虑陆面构成的复杂性，同时还要考虑不同下垫面特性参数的多元性，再加上人类活动所造还要考虑不同下垫面特性参数的多元性，再加上人类活动所造成的陆面状况的改变，使得陆面过程研究的难度加大。成的陆面状况的改变，使得陆面过程研究的难度加大。7.1.2 陆面过程的基本概念陆面过程的基本概念陆面过程（也称为陆陆面过程（也称为陆-气相互作用）是指发生在陆地表面的热力、气相互作用）是指发生在陆地表面的热力、动力、水文以及生物物理、生物化学等一系列复杂过程，以及这动力、水文以及生物物理、生物化学等一系列复杂过程，以及这些过程与大气的相互作用。些过程与大气的相

4、互作用。从现有的认识水平来看，陆面过程主要涉及到如下几个方面的基本过程：（1）陆面物理过程；）陆面物理过程；（2）陆面生物化学过程；）陆面生物化学过程；（3）陆面生态过程。）陆面生态过程。陆面物理过程陆面物理过程主要是指发生在陆面和陆气界面的能量平衡能量平衡、水分平衡水分平衡以及动量交换动量交换过程，此类过程的时间尺度通常较短，具体包括（1）热力过程（能量平衡过程）热力过程（能量平衡过程）：发生在大气、植被和土壤表面的辐射过程、土壤和植被与大气间的感热、潜热交换；（2）动量交换过程）动量交换过程：地面对风的摩擦，植被对风的阻挡；（3）水文过程）水文过程：降水、蒸发、植物的蒸腾、凝结、地表径流、

5、冰雪融化等；（4）物质交换过程）物质交换过程：水汽、其他化学气体和气溶胶的向上输送，大气垂悬物的沉落等。陆气相互作用示意图陆气相互作用示意图陆面生物化学过程陆面生物化学过程通常是指与陆地植被或陆地生态系统中的碳同化、气孔传导、蒸腾蒸发、光合作用以及碳、氮等化学元素循环转化有关的时间尺度较长的过程。在20世纪90年代初，陆面过程研究就开始关注陆面的生物化学过程，通过陆面物理过程模式与光合生产过程（光合作用）模式的耦合，合理描述陆面与大气间的物理-生化相互作用过程，能更真实地反映植被-大气之间的各种反馈机制，并能对陆地生态系统-大气之间的碳通量、净初级生产力进行估计，为生态系统、生态过程研究提供基

6、础。陆面生态过程陆面生态过程通常指月至年际时间尺度上陆地生态系统的演变及其与气候之间的相互作用过程，包含了植被的生长、演替以及各种扰动（火灾、虫灾、土地利用等）过程对陆地生态系统的影响，同时还考虑植被、土壤之间碳、氮等营养物质的交换过程。陆地陆地生态过程在更长的时间尺度上反映气候-陆地生态系统之间的相互作用过程。目前的动态植被模型动态植被模型，通过气候强迫及物理生化过程耦合的作用，研究生态系统结构、组成和成分的动态变化，以及生态系统的演替，真正实现了生物圈与大气圈相互作用的动态耦合生物圈与大气圈相互作用的动态耦合。 l陆面过程研究的主要内容陆面过程研究的主要内容就是围绕陆面与大气在不同时空尺度

7、的相互作用，研究发生在陆地表面的各种物理过程、生化过程、生态过程及其与大气、气候之间的各种反馈机制。l就短期气候变化及其预测短期气候变化及其预测而言，目前我们关注的重点主要集中在陆陆面的物理过程面的物理过程方面。7.1.3 陆面过程的重要性陆面过程的重要性（1）陆面与大气存在各种时、空尺度的相互作用和动量、能量、）陆面与大气存在各种时、空尺度的相互作用和动量、能量、物质物质 （水汽及（水汽及 CO2 等）及辐射的交换过程等）及辐射的交换过程：二者之间的交换过程在很大程度上受陆面状况的影响，陆面状态的变化必将改变上述交换过程，进而对大气和气候产生影响。（2）陆面为大气运动提供下边界条件）陆面为大

8、气运动提供下边界条件：大气的状态变量由速度、温度、湿度以及大气化学成分等组成，而这些状态变量的变化是由它们的动力学控制方程决定的。在控制方程中，有各种各样与下垫面有关的源（汇）项，这类源汇项强度的大小对于决定气候系统变化影响是至关重要的，而陆面作为地球大气的下边界之一，决定了大气动力学控制方程中的源、汇项。大气的状态变量的变化是由它们的动力学控制方程所决定的：这类源汇项强度的大小对于决定气候系统变化影响是至关重要的，而这类源汇项强度的大小对于决定气候系统变化影响是至关重要的，而陆面陆面作为地球大气的下边界之一，决定了大气动力学控制方程中的源、汇项作为地球大气的下边界之一，决定了大气动力学控制方

9、程中的源、汇项。与下垫面有关的源、汇项：与下垫面有关的源、汇项：l决定风速变化决定风速变化-动量方程的摩擦力项动量方程的摩擦力项l决定大气温度变化决定大气温度变化-能量方程的感热项能量方程的感热项l决定大气湿度变化方程的湍流水汽通量项决定大气湿度变化方程的湍流水汽通量项（3）气候系统对陆面特性的变化十分敏感）气候系统对陆面特性的变化十分敏感：20世纪60年代以来，大量的敏感性试验证实了气候系统对地表反照率、土壤湿度、地表粗地表反照率、土壤湿度、地表粗糙度和植被气孔阻抗等陆地下垫面特性糙度和植被气孔阻抗等陆地下垫面特性十分敏感； 陆面状况的异常能够对大气、气候产生不同时空尺度的作用，逐渐被认为是

10、影响天气、气候的重要物理因子。7.2 陆面过程对气候的影响陆面过程对气候的影响7.2.1 地表反照率地表反照率反照率异常变化可能引起的气候效应反照率异常变化可能引起的气候效应非洲非洲Sahel干旱干旱北非地区地面反照率增加所造成的气象要素异常的数值模拟试验结果（a）3km高度上的垂直风速异常（mm/s），（b）降水率异常 （mm/d）；（c） 地面温度异常（C）； （d）土壤湿度异常（cm）（ Chervin， 1979）地表反照率异常地表反照率异常土壤湿度是气候变化的重要影响因子，土壤湿度异常通过影响地表蒸发、改变地表对大气的加热等过程对大气环流和气候产生显著影响。7.2.2 土壤湿度土壤湿

11、度据统计，就全球陆地而言，65%的降水来自于陆地表面的蒸发。研究表明，土壤湿度对气候有很强的记忆功能有很强的记忆功能，土壤湿度异常不仅对局地大气状态有极大的影响，而且影响到了全球范围的大气环流和气候。 最近，我国的学者指出中国东部春季土壤湿度与夏季降水之间存在密切的联系。春季从长江中下游到华北的土壤湿度偏湿，东北土壤湿度偏干 |中国大陆东部地表温度降低，减少了海陆温差|造成东亚夏季风减弱， 西太平洋副热带高压发展西伸|中国夏季雨带偏南，长江流域降水偏多，华北和南方降水偏少。l最近有研究发现春季华南土壤湿度与夏季华南（长江流域及其以北地区）降水呈正（负）相关。l但是，由于土壤湿度异常影响气候的物

12、理过程的高度复杂性，现有的关于土壤湿度异常及其影响气候的物理机制尚不完全清楚土壤湿度异常及其影响气候的物理机制尚不完全清楚，有待于今后的深入研究。l春季华南土壤湿度负（正）异常，夏季华南降水异常偏少（多），而长江以北地区降水则偏多（少）。 7.2.3 土壤温度土壤温度(地表热状况异常）地表热状况异常）l土壤的热容量土壤的热容量远大于空气，土壤的热状况及其变化将会对大气的陆面下边界起重要的作用。l土壤温度的变化可以直接影响地气之间的感热通量感热通量；土壤温度的变化还会影响地气之间的辐射通量辐射通量，从而对气候变化起到反馈作用。 l另外，土壤温度或地表热状况的异常可以改变地表的其他特性改变地表的其

13、他特性，近而产生间接的影响间接的影响。土壤温度异常对中国短期气候影响的数值研究土壤温度异常对中国短期气候影响的数值研究降水异常地面气温异常7.2.4植被影响气候的基本过程植被影响气候的基本过程全球陆面构成的分布全球陆面构成的分布植被是控制地球表面环境的主要因素之一，也是地球气候系统中最为重要的而可变的组成部分（1）对降水和辐射）对降水和辐射 拦截作用拦截作用（2）辐射的吸收）辐射的吸收（3）蒸散）蒸散（4）改变土壤湿度）改变土壤湿度（5）改变动量输送）改变动量输送 （改变地表粗糙度）（改变地表粗糙度）（6）生物通量输送）生物通量输送1. 植被对陆面过程的主要作用：植被对陆面过程的主要作用：2

14、植被影响气候的数值模拟植被影响气候的数值模拟20世纪80年代中期以来，国外的工作主要集中于两个与植被变化有关的核心问题：（1）沙漠化问题及其气候反馈；（2）热带雨林砍伐及其所产生的气候效应。作者 模式分辨率 陆面方案 积分时间Shukla NMC谱模式(R40) 1.82.8SiB 1aNobre NMC谱模式(R40)1.82.8SiB 1aDickinson CCM1谱模式(R15)4.57.5BATS 3aH-S CCM1-OZ谱模式(R15)4.57.5BATS 6aLean UKMO格点模式2.53.75Warrilow 3aManzi EMER-AUDE谱模式(R42) 2.82.

15、8ISBA 4.2aXue COLA GCM谱模式(R18)1.82.8SSiB 3月Polcher LMD 格点模式2.05.6 SECHIBA 1.1aPolcher LMD 格点模式2.05.6 SECHIBA 11aZhang NCAR CCM1谱模式(R15)4.57.5BATS 11aLean UKMO格点模式2.53.75Warrilow 10aDouglas COLA GCM谱模式(R18) 2.81.8SSiB 4月l沙漠化问题及其气候反馈研究方面的例子：非洲Sahel地区沙漠化的形成机制及其气候效应 （Xue and Shukla, 1993）异常试验D（沙漠化试验 ）与控

16、制试验C气候要素的差值分布： （a）降水量（mm/day）；（b）纬向平均的垂直速度 （单位：10-5mb/s） l热带雨林砍伐及其气候效应研究方面的例子。图7.10 模式模拟的亚马逊地区的热带雨林砍伐引起的气候变化（a）地表温度（单位：）；（b）深层土壤温度（单位：）；（c）降水量mm/a；（d）蒸发量（mm/a）（引自 Shukla等，1990）干暖化 内蒙古草地荒漠化对气候的影响内蒙古草地荒漠化对气候的影响 青藏高原植被退化对气候的影响青藏高原植被退化对气候的影响 西北地区植被退化对气候的影响西北地区植被退化对气候的影响国内研究国内研究作者作者模式模式分辨率分辨率陆面模式陆面模式积分时间

17、积分时间XueCOLA GCM1.22.818层层SSiB3月月周锁铨周锁铨P- 原始方程原始方程55 5层层Deardorff30d范广洲范广洲COLA GCM7.54.5 9层层SSiB14月月吕世华吕世华RegCM250km 14层层BATS3月月符淙斌符淙斌RIEMS 4月月Zhao NCAR CCM32.8*2.8T42BATS17a施伟来施伟来RIEMS60km 16层层BATS3月月王兰宁王兰宁CCM3-RegCM2160km 15层层BATS5.5月月郑益群郑益群RegCM2120km 11层层BATS10.5月月 植被变化对我国区域气候影响的研究植被变化对我国区域气候影响的研

18、究人类活动密切有关的土地使用土地使用/土地覆盖变化土地覆盖变化对气候也具有不可忽视的作用；亚洲季风区人口众多，居住了地球全部人口的近60%。因此人类使用土地和土地覆盖变化也是世界上最大的。这些由原有植被到土地用途/覆盖变化很有可能已经改变了本地区的区域性气候和水循环。因此，研究与人类活动有关的下垫面植被变化，如砍伐森林、城市化、过渡与人类活动有关的下垫面植被变化，如砍伐森林、城市化、过渡放牧、土地利用等等，对气候变化的影响已成为当代气候研究的重要放牧、土地利用等等，对气候变化的影响已成为当代气候研究的重要课题之一课题之一 .由于观测资料缺乏观测资料缺乏，早期有关植被气候效应的研究工作主要是基于

19、数值数值模式模式来开展的。近年来，卫星观测资料卫星观测资料为植被-气候相互作用的研究提供了新的机遇，有关植被-气候相互作用的观测研究也开始涌现。3 植被影响气候的观测结果植被影响气候的观测结果LAI全球植被变化的观测特征季节变化全球植被变化的观测特征季节变化叶面积指数全球植被变化的观测特征全球植被变化的观测特征 年际变化年际变化(Buermann, 2001)植被异常变化与我国气候异常的影响研究：植被异常变化与我国气候异常的影响研究：l前期的植被前期的植被归一化指数（NDVI）与后期降水存在正的相关后期降水存在正的相关，且这种滞后相关存在明显的区域差异；NDVI与降水的滞后相关也表明植被植被覆

20、盖在年际尺度上对后期降水有一定的影响覆盖在年际尺度上对后期降水有一定的影响。l我国春季降水春季降水与青藏高原冬季青藏高原冬季NDVI 有较明显的相关相关关系：高原冬季NDVI 大值年时，贵州至两广地区降水减少，两湖平原和鄱阳湖平原降水增加，长江流域以北至东北的广大地区降水将减少；原因在于青藏高原冬季NDVI 的大小将通过改变亚洲和西太平洋地区春季大气环流的分布状态，导致冬季风和夏季风爆发和进退差异，从而引起我国春季降水的变化。植被覆盖的异常变化对大气环流和气候的影响也在一系列的观测研究植被覆盖的异常变化对大气环流和气候的影响也在一系列的观测研究中得到了证实，我国学者最近的研究指出不同区域植被覆

21、盖的异常变中得到了证实，我国学者最近的研究指出不同区域植被覆盖的异常变化对东亚区域的大气环流、温度、降水的异常均具有重要的影响。化对东亚区域的大气环流、温度、降水的异常均具有重要的影响。 植被植被植被植被 反射率反射率 地表净辐射地表净辐射 感热感热 潜热潜热 云量云量 降水降水 日照日照 净辐射净辐射 土壤湿度土壤湿度 反射率反射率 正反馈正反馈负反馈负反馈植被变化对气候影响的反馈过程植被变化对气候影响的反馈过程1）通过影响反射率，影响地面辐射差额；）通过影响反射率，影响地面辐射差额；2）影响水分存储、渗透和热容量的大小：）影响水分存储、渗透和热容量的大小：影响地影响地面温度和土壤湿度面温度

22、和土壤湿度;3）影响地面与上层大气的湍流显热交换：）影响地面与上层大气的湍流显热交换：对气温对气温高低产生直接影响高低产生直接影响;4）影响地面与上层大气的湍流潜热交换：）影响地面与上层大气的湍流潜热交换：对空气对空气湿度产生直接影响湿度产生直接影响;5）影响地面粗糙度：）影响地面粗糙度：对地面风速产生直接影响对地面风速产生直接影响.下垫面性质的变化对局地气候影响的基本过程下垫面性质的变化对局地气候影响的基本过程陆面过程的研究陆面过程的研究1.数值模拟：通过数值方法求解控制陆面的能数值模拟：通过数值方法求解控制陆面的能量、质量、动量平衡方程，计算土壤温度、量、质量、动量平衡方程，计算土壤温度、

23、土壤湿度等陆面状态参量，同时确定地土壤湿度等陆面状态参量，同时确定地-气气之间的能量通量（辐射通量、感热通量、潜之间的能量通量（辐射通量、感热通量、潜热通量）、动量通量和质量通量等，在描述热通量）、动量通量和质量通量等，在描述陆面状态变化的同时，为大气模式提供陆地陆面状态变化的同时，为大气模式提供陆地部分的下边界条件。部分的下边界条件。2.资料分析：卫星观测、地表通量观测等资料分析：卫星观测、地表通量观测等7.3 陆面过程模拟陆面过程模拟7.3.1 陆面过程模式陆面过程模式陆面约占地球表面的陆面约占地球表面的1/3，陆面是大气模式的重要下边界条件。陆，陆面是大气模式的重要下边界条件。陆面模式计

24、算陆地表面的基本状态参量，为大气模式提供地气之间的面模式计算陆地表面的基本状态参量，为大气模式提供地气之间的动量、热量和水汽通量。动量、热量和水汽通量。第一代（第一代（60年代末年代末-70年代）年代）Bucket模式模式第二代（第二代（80年代以来）考虑植被的生物物理作用的陆面过程模式年代以来）考虑植被的生物物理作用的陆面过程模式第三代（第三代（90年代以后）考虑生物化学过程的陆面过程模式年代以后）考虑生物化学过程的陆面过程模式20世纪世纪60年代末至今，陆面模式的发展大致可分为三个阶段：年代末至今，陆面模式的发展大致可分为三个阶段：7.3 陆面过程模拟陆面过程模拟陆面过程模式陆面过程模式主

25、要利用主要利用能量和质量平衡方程能量和质量平衡方程，对，对土壤温度、湿度、积雪量等陆土壤温度、湿度、积雪量等陆面状态参量，以及地气之间的能量通量（辐射通量、感热通量、潜热通量）、面状态参量，以及地气之间的能量通量（辐射通量、感热通量、潜热通量）、质量通量（水汽通量、生物气体通量等）和动量通量进行描述质量通量（水汽通量、生物气体通量等）和动量通量进行描述；在描述陆面状；在描述陆面状态变化的同时，为大气模式提供陆地部分的下边界条件态变化的同时，为大气模式提供陆地部分的下边界条件 。Oleson et al. Technical Description of version 4.0 of the C

26、ommunity Land Model (CLM), NCAR/TN-478+STR, April 20107.3.2 陆面过程模拟陆面过程模拟两大类两大类: （1）单点、区域或全球的离线（）单点、区域或全球的离线（offline）模拟试验）模拟试验 （2）区域或全球的陆气耦合（）区域或全球的陆气耦合（coupling）模拟）模拟第8章 冰雪圈与气候8.1 地球上冰雪圈的分布和变化地球上冰雪圈的分布和变化8.2 冰雪覆盖对气候的影响冰雪覆盖对气候的影响8.3 冰雪作用的模拟冰雪作用的模拟冰雪圈冰雪圈是地球上是地球上最大淡水储存库最大淡水储存库，冰雪占全球水分的冰雪占全球水分的2%2%，占全球淡

27、水的，占全球淡水的80%80%冰雪圈与气候系统其它圈层的耦合中，起着非常关键作用：冰雪圈与气候系统其它圈层的耦合中，起着非常关键作用：1.1.冰雪反射率和融解潜热很高，冰雪圈起着大气和海洋的有效冰雪反射率和融解潜热很高，冰雪圈起着大气和海洋的有效热汇的作用热汇的作用2.2.冰雪热传导率低，能减少大气、海洋和陆地之间的热量交换冰雪热传导率低，能减少大气、海洋和陆地之间的热量交换3.3.融化冰雪吸收大量热量融化冰雪吸收大量热量4.4.海水结冰时盐分析出，增加海洋上层盐度，海冰融化时表层海水结冰时盐分析出，增加海洋上层盐度，海冰融化时表层海水盐度减小，影响海洋的层结稳定海水盐度减小，影响海洋的层结稳

28、定More solar energy is being deposited in the Arctic Ocean Perovich et al., GRL, 2007Ann. Review of Marine Science, 2009Snow-Ice Albedo Feedback冰和雪是水的固态形式。冰和雪是水的固态形式。与液态和气态的水相比，冰和雪是相对稳定的。与液态和气态的水相比，冰和雪是相对稳定的。冰雪圈组成部分：冰雪圈组成部分：海冰、大陆冰川、大陆雪盖海冰、大陆冰川、大陆雪盖8.1.1 地球上冰雪覆盖的分布地球上冰雪覆盖的分布8.1 地球上冰雪圈的分布和变化地球上冰雪圈的分布和变

29、化永久积雪永久积雪大陆稳定积雪大陆稳定积雪季节积雪季节积雪永久海冰永久海冰地球上的冰雪分布地球上的冰雪分布南极冰盖南极冰盖南极洲，位于南极点四周，为南极洲，位于南极点四周，为冰雪覆盖的大陆，周围岛屿冰雪覆盖的大陆，周围岛屿星罗棋布。南极洲的面积，星罗棋布。南极洲的面积，包括南极大陆及其岛屿面积包括南极大陆及其岛屿面积共约共约1 400万平方千米，占世万平方千米，占世界陆地面积的界陆地面积的10%，与美国与美国和墨西哥面积之和相当，是和墨西哥面积之和相当，是中国陆地面积的中国陆地面积的1.45倍倍，是，是澳大利亚陆地面积的澳大利亚陆地面积的2倍，为倍，为世界第五大陆。世界第五大陆。 南极大陆的南

30、极大陆的97%97%被冰雪覆盖着。经过科学家多年的测量被冰雪覆盖着。经过科学家多年的测量计算，计算，平均厚度为平均厚度为17001700米米，最大厚度为最大厚度为48004800米。最厚的米。最厚的冰盖位于东南极洲的澳大利亚凯西站以东冰盖位于东南极洲的澳大利亚凯西站以东510510千米处。千米处。 南极大陆常年被冰雪覆盖着，使得南极大陆，特别是东南极大陆常年被冰雪覆盖着，使得南极大陆，特别是东南极洲形成一个穹状的高原，南极洲形成一个穹状的高原，平均高度为平均高度为23502350米米，成为，成为地球上最高的大陆，比包括青藏高原在内的亚洲大陆的地球上最高的大陆，比包括青藏高原在内的亚洲大陆的平均

31、高度要高平均高度要高2.52.5倍。但是如果不计这巨大的冰盖，倍。但是如果不计这巨大的冰盖，南南极大陆的平均高度仅有极大陆的平均高度仅有410410米米，比整个地球上陆地的平，比整个地球上陆地的平均高度要低得多。均高度要低得多。南极海冰（冰山）南极海冰（冰山） 在南极周围的海洋在南极周围的海洋南大洋中，漂浮着数以万计的南大洋中，漂浮着数以万计的冰山，其体积之大，数量之多，远远超乎人们的想象。冰山，其体积之大，数量之多，远远超乎人们的想象。 冰山和浮冰不同，浮冰是海水冻成的海冰，冰山却是从南极冰盖分离出来的。每年都有数以万计的冰山从每年都有数以万计的冰山从陆缘冰的边缘分裂出来，成为南极海域独具特

32、色的象陆缘冰的边缘分裂出来，成为南极海域独具特色的象征。据统计，南大洋的冰山大约有征。据统计，南大洋的冰山大约有218 300218 300座，平均座，平均每个冰山重每个冰山重1010万吨。万吨。 由于南大洋的冰山体积大，海面温度低，一般寿命可由于南大洋的冰山体积大，海面温度低，一般寿命可以维持以维持1010年左右才会慢慢消融年左右才会慢慢消融 110100Rate of creep (m yr1)南极地区的冰雪南极地区的冰雪 如果全部融化，全球洋面将升高如果全部融化，全球洋面将升高6565米米，地球上的陆地面积，地球上的陆地面积将因此而缩小将因此而缩小20002000万平方千米。这将会给世界

33、上人口相对万平方千米。这将会给世界上人口相对稠密的低海拔地区造成巨大灾难。稠密的低海拔地区造成巨大灾难。 南极地区冰雪覆盖在多冰的南极地区冰雪覆盖在多冰的9 9月约占该半球总面积的月约占该半球总面积的13%13%，而最小值为而最小值为6.3%6.3%，从而可以推断南极的冰雪覆盖具有显著，从而可以推断南极的冰雪覆盖具有显著的气候效应的气候效应 南极洲的冰和雪是世界上最大的淡水库，南极洲的冰和雪是世界上最大的淡水库，冰盖的总体积约冰盖的总体积约24502450万立方千米，万立方千米，占世界冰总量的占世界冰总量的9595，淡水总量的淡水总量的7070中山站中山站长城站长城站1985 年2月20日19

34、89年1月26日2009年1月27日昆仑站昆仑站伊丽莎白公主伊丽莎白公主(比利时比利时)康科迪亚站康科迪亚站(法国、意大利法国、意大利)诺伊迈尔诺伊迈尔科考站科考站(德国德国)阿蒙森阿蒙森-斯科特站斯科特站(美国美国)哈利哈利VI(英国英国)萨纳伊萨纳伊(南非南非)北极海冰冰盖面积北极海冰冰盖面积格陵兰岛格陵兰岛大陆冰盖占全岛面积大陆冰盖占全岛面积 4/54/5格陵兰岛的大陆冰盖平均厚度为格陵兰岛的大陆冰盖平均厚度为1500m1500m，最，最高为高为1900m1900m全部融化，全球海面将升高全部融化，全球海面将升高7m7m 地球上现存的大陆冰盖：南极冰盖和格陵兰地球上现存的大陆冰盖：南极冰

35、盖和格陵兰冰盖。冰盖。 这两大冰盖约占全球冰川总面积的这两大冰盖约占全球冰川总面积的97%，总，总冰量的冰量的99%中国北极黄河站中国北极黄河站 2004年年7月中国在北极地区月中国在北极地区斯匹次卑尔根群岛的新奥尔松建立的科学考察站，斯匹次卑尔根群岛的新奥尔松建立的科学考察站，位于北纬位于北纬7855、东经、东经1156NASA1980Annual Sea Ice Minimum2007Annual Sea Ice MinimumNASA200720051980September Ice Extent Annual Review of Marine Science, 2009极地冰盖物质平衡

36、示意图极地冰盖物质平衡示意图北极海冰 19572001冬季夏季8.1.2 地球上冰雪覆盖的季节变化地球上冰雪覆盖的季节变化世界海洋(l)、北半球(2)及南半球（3）海冰面积的季节变化 世界海洋南半球北半球变化特点：（1）南、北半球海冰面积变化相反（2）北半球的年变化振幅比南半球小1倍多（3）对世界海洋而言，海冰面积10月最大，3月最小8.1.3 地球上冰雪的多年变化地球上冰雪的多年变化1979-2005年海冰面积的变化曲线、十年平滑线和趋势线（IPCC AR4,2007） 北极海冰变化雪线雪线 长年积雪的下线。雪线处的长年积雪的下线。雪线处的 年降雪量等年降雪量等于消融量，二者平衡时为气候雪线

37、于消融量，二者平衡时为气候雪线冰川形成在雪线以上冰川形成在雪线以上 雪线在上升天山乌鲁木齐河源1号冰川一、冰气交界面的能量平衡方程一、冰气交界面的能量平衡方程Ri 冰面的净辐射通量冰面的净辐射通量LE，H 分别为冰面与大气间的潜热和感热通量分别为冰面与大气间的潜热和感热通量Q为通过冰层分子传输为通过冰层分子传输的热通量。的热通量。tQ为冰融化热通量为冰融化热通量QQHLERti8.2 8.2 冰雪覆盖对气候的影响冰雪覆盖对气候的影响ciITFaSR)(4cI透过冰层的太阳短波辐射通量透过冰层的太阳短波辐射通量a 吸收率吸收率S到达冰面的太阳总辐射到达冰面的太阳总辐射F大气逆辐射大气逆辐射冰面温

38、度冰面温度T时的放射辐射时的放射辐射4TdtdhLQiitiiihLk,分别为冰的热传导系数、冰的分别为冰的热传导系数、冰的融解潜热和冰厚度融解潜热和冰厚度zTkQiiiT冰的温度冰的温度二、冰海交界面的能量平衡方程二、冰海交界面的能量平衡方程冰海交界面的能量平衡方程为冰海交界面的能量平衡方程为 Qt + Q+ Qw = 0式中各项意义为：式中各项意义为： Qt 冰融化热通量；冰融化热通量； Q 通过冰层的热通量；通过冰层的热通量； Qw 源于海洋的热通量。源于海洋的热通量。海冰上有雪覆盖时的一个简单冰雪模型海冰上有雪覆盖时的一个简单冰雪模型Ts - 雪面温度雪面温度Ti - 冰雪交界处温度冰

39、雪交界处温度TB - 海冰底的温度海冰底的温度hs - 雪的厚度雪的厚度hI - 冰的厚度冰的厚度FA - 进入大气的热通量进入大气的热通量FS - 雪层到达雪面的热通量雪层到达雪面的热通量FI - 冰雪交界处的热通量冰雪交界处的热通量FW - 冰下海水与海冰的热通量冰下海水与海冰的热通量 该简单模式可该简单模式可根据热力学原理来计算海冰的厚度。当根据热力学原理来计算海冰的厚度。当海面的海水温度达到海水的冻结温度：海面的海水温度达到海水的冻结温度：-2C时，若海面时，若海面继续失去热量，将形成海冰。设通过该冰层的热量传输为：继续失去热量，将形成海冰。设通过该冰层的热量传输为： 这里，冰的热传导

40、率这里，冰的热传导率 kI 2 Wm-2K-1, 雪的热传导率雪的热传导率 kS 0.3 Wm-2K-1。 因此，雪成为海冰的绝热层，同时增因此，雪成为海冰的绝热层，同时增加了地表反照率。假定，所有的加了地表反照率。假定，所有的热通量，包括太阳加热均热通量，包括太阳加热均仅到达表层，而不到达下层，则在静止状态，通过雪和冰仅到达表层，而不到达下层，则在静止状态，通过雪和冰层的通量在每一个深度都相等，即常值通量。对于常值通层的通量在每一个深度都相等，即常值通量。对于常值通量层，量层， 消去消去Ti后可以得到后可以得到 式中，式中，SI是雪和冰层的混合传导系数。当混合层较厚时，是雪和冰层的混合传导系

41、数。当混合层较厚时， SI 1 Wm-2K-1 ，混合层较薄时，混合层较薄时， SI 20 Wm-2K-1。 当表面的净通量为零时，可以求出表面温度。净通量包当表面的净通量为零时，可以求出表面温度。净通量包括热传导量、潜热、感热和太阳辐射加热。而雪的厚度决定括热传导量、潜热、感热和太阳辐射加热。而雪的厚度决定于降雪量、升华蒸发和融化量的平衡。于降雪量、升华蒸发和融化量的平衡。 海冰较薄时，增长得快；而较厚时增长减缓。例如，在海冰较薄时，增长得快；而较厚时增长减缓。例如，在同样热力条件下，几厘米厚的冰层增长速度比同样热力条件下，几厘米厚的冰层增长速度比 2 - 3米厚的冰米厚的冰层快上百倍。层快

42、上百倍。 达到冰厚度增加的必要条件是达到冰厚度增加的必要条件是 式中式中I是冰的密度，是冰的密度，Lf是海水与冰的融化潜热，是海水与冰的融化潜热，Fw是海冰与海水之间的热交换通量。对给定的表面温度，是海冰与海水之间的热交换通量。对给定的表面温度，冰的厚度增长率与冰的厚度成反比。假定冰的厚度增长率与冰的厚度成反比。假定Fw = 0，对上，对上式进行时间积分得式进行时间积分得 由上式可见，海冰的厚度与温度差异的时由上式可见，海冰的厚度与温度差异的时间积分的平方根成正比。这一类型的简单海间积分的平方根成正比。这一类型的简单海冰模型广泛地用于现代的气候模式。冰模型广泛地用于现代的气候模式。 北冰洋海冰

43、的平均厚度约为北冰洋海冰的平均厚度约为34米，南极米，南极的只有的只有12米。其主要原因是南极冰可能从洋米。其主要原因是南极冰可能从洋流中得到更多的热量。流中得到更多的热量。8.2 8.2 冰雪覆盖对气候的影响冰雪覆盖对气候的影响三、冰雪对气候的影响三、冰雪对气候的影响 雪盖对气候的影响雪盖对气候的影响 北极海冰对气候的影响北极海冰对气候的影响 南极冰雪对气候的影响南极冰雪对气候的影响 冰雪覆盖对旱涝的影响冰雪覆盖对旱涝的影响 冰雪圈对大气环流的影响冰雪圈对大气环流的影响 高原积雪对气候的影响高原积雪对气候的影响1. 局地气候效应局地气候效应2. 遥响应遥响应3. 正反馈效应正反馈效应积雪的影

44、响积雪的影响1. 积雪的基本特征积雪的基本特征北半球积雪覆盖面积的空间分布特征（根据北半球积雪覆盖面积的空间分布特征（根据NOAA卫星雪盖资料计算得到）卫星雪盖资料计算得到）北半球、欧亚、北美大陆积雪的多年平均北半球、欧亚、北美大陆积雪的多年平均（1973-2009年）季节变化特征年）季节变化特征（根据（根据NOAA卫星雪盖资料计算得到）卫星雪盖资料计算得到）北半球积雪、欧亚、北美大陆冬季积雪面积的年际、年代际北半球积雪、欧亚、北美大陆冬季积雪面积的年际、年代际变化曲线及其多项式拟合曲线（虚线）变化曲线及其多项式拟合曲线（虚线）（根据（根据NOAA卫星雪盖资料计算得到）卫星雪盖资料计算得到）青

45、藏高原冬季（青藏高原冬季（a）和春季（）和春季（b）平均雪深（水当量）的年际、）平均雪深（水当量）的年际、年代际变化（单位：年代际变化（单位：cm） 积雪异常的气候效应主要体现在三个方面积雪异常的气候效应主要体现在三个方面: (1) 反照率效应反照率效应: 积雪的高反射率, 引起地面吸收的太阳辐射减少, 产生净的冷却效应, 改变地表的热力状况及地气之间的热量交换 ; (2) 积雪水分效应积雪水分效应: 积雪异常通过融雪对地表的水平衡产生影响, 引起土壤水分及蒸发的异常, 影响地气系统之间的水汽、能量交换 ;(3) 雪盖异常引起的大气异常的遥响应雪盖异常引起的大气异常的遥响应: 雪盖异常的局地效

46、应, 通过大气对它的响应以及大气环流的调整, 对更大范围乃至对全球气候产生影响.2. 积雪对大气环流异常和气候的影响积雪对大气环流异常和气候的影响模式模拟的模式模拟的6月平均海平面气压的差值分布月平均海平面气压的差值分布（降雪加倍试验减控制试验）（降雪加倍试验减控制试验） （引自（引自 Barnett et al. 1989）3. 欧亚大陆积雪的影响欧亚大陆积雪的影响（1）雪盖对印度夏季风的影响：）雪盖对印度夏季风的影响：欧亚春季雪盖面积的大小及融雪的快慢，与印度夏季风活动联系密切：冬、春欧亚雪盖面积偏大，春季融雪偏慢，将使得印度夏季风偏弱，夏季风推进偏慢，印度夏季风雨量偏少。（2）欧亚大陆雪

47、盖对东亚季风的影响）欧亚大陆雪盖对东亚季风的影响：20世纪80年代以来，我国的学者主要关注欧亚雪盖异常对冬季气温、夏季低温、夏季降水、季风活动的影响。最近的观测分析和数值模拟表明：欧亚中高纬冬季积雪面积异常与同期大气环流有密切联系：欧亚中高纬冬季积雪面积异常与同期大气环流有密切联系： 积雪面积偏大（小），冬季500hPa高度场表现为正（负）EU遥相关型, 西伯利亚反气旋加强（减弱），东亚大槽加深（变浅），东亚冬季风活动偏强（弱），中国冬季气温明显偏低（高）；欧亚冬季积雪面积正、负异常试验的冬季欧亚冬季积雪面积正、负异常试验的冬季500hPa高高度（度（a）、）、500-1000hPa厚度（厚度

48、（b）的差值场）的差值场 4. 青藏高原积雪的影响青藏高原积雪的影响Blanford （1884）：喜马拉雅山西北部冬季雪盖增长与印度夏季风降水的减少存在明显的联系。最近四十年来，我国学者了已经开展了大量有关青藏高原积雪影响亚洲（东亚）季风及其物理机制的研究。青藏高原积雪影响东亚季风及其机制：青藏高原积雪影响东亚季风及其机制：高原积雪多（少）高原积雪多（少）高原春、夏季的感热弱（强）高原春、夏季的感热弱（强）感热加热引起感热加热引起的上升运动弱（强），高原强（弱）的上升运动弱（强），高原强（弱） 环境风场不利（有利）于高原感环境风场不利（有利）于高原感热通量向上输送热通量向上输送高原上空对流层

49、的加热弱（强）高原上空对流层的加热弱（强）高原对流层温度高原对流层温度低（高）低（高）高原南侧温度对比弱（强）高原南侧温度对比弱（强）造成亚洲夏季风弱（强）造成亚洲夏季风弱（强）长江流域易涝（旱）。长江流域易涝（旱）。高原积雪对我国夏季降水的影响：高原积雪对我国夏季降水的影响：（1）冬春高原积雪与我国夏季（68月）降水总的来说呈显著负相关，与长江中下游降水呈显著正相关，与华北和华南降水呈显著负相关；（2）冬春高原积雪与初夏（56月）华南降水呈正相关，长江流域呈负相关，3月雪盖与南岭以北降水呈负相关；（3）冬春积雪与夏季西北干旱区降水呈反相关，与江淮流域降水呈正相关。也有研究指出，春季积雪不但和

50、江淮流域降水呈正相关，而且和西北地区（主要是新疆地区）的降水呈正相关。(a)(b)(c)青藏高原青藏高原5050个台站冬春季雪个台站冬春季雪深时间变化曲线。深时间变化曲线。 (a) (a) 春春季；季；(b) (b) 冬季；冬季；(c) EOF 1 (c) EOF 1 模态时间系数模态时间系数. Unit: mm. . Unit: mm. 高原冬春雪深与中国夏季降水的相关分布(a)冬季 ；(b)春季(a)(b)(a)(b)夏季降水和高原雪深的夏季降水和高原雪深的SVDSVD分析分析 (a) (a) 冬季冬季, (b) , (b) 春季春季. . 平方方差分别是平方方差分别是35.77% and