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エネルギー収支にかかわる海陸の違いの第1は、 (面積あたりの)熱容量の違いである。 物質としての比熱容量(質量あたりの熱容量)の違いもいくらかあるが、 重要なのは層の厚さである。 関与する層の厚さは対象とする時間スケールによって変わってくるが、 たとえば季節変化の場合をとると、 陸では熱伝導だけなので1m程度、 海では水の移動(対流)によるエネルギー輸送があるので100m程度である。
地表面熱収支式をRnet = H + LE + Gのような形に
書いて、各項の季節変化を見ると、
陸ではGはRnetに比べて1桁小さい。
つまり、各季節ごとに、RnetがほぼHとLEの合計を決めている。
地表面がじゅうぶん湿っていても蒸発量Eの上限はその季節の正味放射エネルギーで
制約される。
海ではGはRnetよりも大きな正・負の値をとりうる。
つまり、海は夏にエネルギーをためこみ、冬に大気に対して放出する。
その一部は蒸発の形をとる。
海からの蒸発はその季節の正味放射に制約されない。
(とくに北半球中緯度の場合、蒸発は冬のほうが夏より多い。
これは冬のほうが風が強いからである。
その理由は夏には陸の温度が高緯度まで高くなって南北の温度勾配が小さくなるからである。)
海陸の違いの第2は、海は水の移動によって水平にエネルギーを運ぶことである。 このため、海では年平均のGが0にならなくてよい。
海陸の違いの第3は、海は必ず湿っているのに対して、 陸は湿っている場合も乾いている場合もあることである。 Rnetがほぼ同じでも、HとLEとの配分は、 地表面が乾いていればH、湿っていればLEの割合が多くなる。
陸は海よりも熱容量が小さい。
この結果、温度の振幅は、同じ緯度ならば、陸のほうが大きい。 (エネルギー供給の季節変化を決める太陽放射の1年周期成分の振幅は 高緯度ほど大きく低緯度ほど小さくなる。 温度の振幅もこれに応じて高緯度ほど大きい傾向もある。)
また、温度の位相のエネルギー供給量の位相に対する遅れは海のほうが大きい。 (太陽放射の極大は夏至である。 中緯度の海では、海面水温の極大は秋分ごろになる。)
陸上の地上気温は、その場の熱収支と、まわり(一部は海上)からの空気の移流の 両方の影響を受ける。風上が海になることが多いほど、 気温の振幅は小さくなり、位相は遅くなる。
陸は、海よりも熱容量が小さい結果、 海よりも冬には温度が低く、夏には温度が高くなる。 その結果、冬には地表面付近で陸(たとえばシベリア)に高気圧ができ、陸から海に吹き出すような循環ができる。 夏には地表面付近で陸(たとえばインド)に低気圧ができ、海から陸に吹きこむような循環ができる。 上空(多くの場合対流圏の中層)には逆向きの流れがある。 これが季節風(モンスーン)の基本だと考えてよい。
しかし、熱帯モンスーンの場合は、 上記の状態は本格的モンスーンの始まる前(pre-monsoon)の状態である。 その後、陸上の上昇域で積雲対流が発達し雨が降る。 すると、モンスーン循環を維持する熱源(大気の密度を軽くする原因)は、 陸上の地表面加熱ではなく、大気中の水蒸気の凝結に代わる。 また、モンスーン循環は対流圏上端に達するようになる。
さらに、大気の運動の力学的効果もあって、 上昇流・積雲対流の中心が大陸上の地表面加熱のあった位置からずれることもある。
地上にたまっている水(雪氷を含む)は、季節変化のなかでは、 熱帯では雨季の終わりに、寒帯では融雪季に最大になる。 (熱帯の雨季は夏にあたるところが多い。 ただしこの夏とは太陽高度角が高い季節という意味であって、 地上気温が高いとは限らない。) 温帯では、降水量も蒸発量も夏に極大になるところが多いが、 北アメリカでは蒸発の極大のほうが大きく、夏の間に陸がかわいていくのに対して、 東アジアでは降水の極大のほうが大きく、夏の間に陸が湿っていく。 東アジアは熱帯である東南アジアと似たところがある。 (「モンスーンアジア」という用語は明確な定義のあるものではないが、 夏に明らかな雨季があることはその特徴と言えるかもしれない。) ただし夏に陸が湿っていくことはアジアに固有であるわけではなく、 南アメリカ(の一部)でも同様な特徴が見られる。
授業全体の文献リスト参照。 増田(2003) 「現在の地球の大気と海洋」。 Hartmann (1994) 4章(地表面のエネルギー交換), 5章(水循環), 6章(大気の循環とエネルギー輸送、気候の分布)。 水循環については、榧根(1989)。 モンスーンについては 東京大学地球惑星システム講座(2004)の松本による章など。 図のページに示した出典も参照。