第八章大气与海洋

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1、第八章大气与海洋8.1地球大气的平均状态8.1.1地球大气的成分与气象要素一、地球大气的成分地球大气由多种气体组成，并掺有一些悬浮的固体和液体微粒。在85km以下的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为定常成分，各成分间大致保持固定比例，这些气体主要是氮(N2)、氧(O2)、氩(Ar)和一些微量惰性气体如氖(Ne)、氪(Kr)、氙(Xe)及氦(He)等；另一类称可变成分，这些气体在大气中的比例随时间、地点而变，其中包括水汽(H20)、二氧化碳(C02)、臭氧(03)和一些碳、硫、氮的化合物。通常把除水汽以外的纯净大气称为干洁大气，简称干空气。其中氮、氧、氩三种气体就占了空气容积的99.66，

2、如果再加上二氧化碳，则剩下的次要成分所占的容积是极微小的。观测结果表明，实际大气在85km以下，由于大气运动和分子扩散的结果，使得空气充分混合，干洁大气中各成分的比例得以维持常定。因此，可以将85km高度以下的干空气当做一种平均摩尔质量为28.9644g/mol的单一气体。大气的高层，主要成分仍为氮和氧，其他气体的含量减少。氧气占地球大气质量的23，丰富的氧气是动植物赖以生存、繁殖的必要条件。除了游离存在的氧气以外，氧还以硅酸盐、氧化物和水等化合物形式存在，在高空则还有臭氧及原子氧。臭氧主要分布在1040km高度处，近地面含量很少，极大值在2025km附近。臭氧在大气中的比例虽然极小，但因它具

3、有强烈吸收太阳紫外辐射0.2卩n0.3卩m的能力，阻挡了强紫外辐射到达地面，保护了地球上的生命。臭氧层浓度的减少或增加，会对气候变化和人类生活带来巨大影响。因此，目前世界上对臭氧的观测和研究都很重视。大气中二氧化碳只占整个大气容积的万分之三，多集中在20km以下。它主要是有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程中产生的。因此，在大工业区、城市上空，空气中二氧化碳的含量较多，有的地区其含量可超过万分之五；在农村和人烟稀少的地区，其含量较少。二氧化碳含量的变化主要是燃烧煤、石油、天然气等燃料所引起的，火山爆发及从碳酸盐矿物、浅地层里释放二氧化碳是次要原因。因此，随着工业化的发展及世界人口的增长，全球大气中二

4、氧化碳含量也逐年增加。二氧化碳能强烈地吸收地球表面发出的长波辐射并放出长波辐射。这种“温室效应”在二氧化碳浓度不断增加时，可能会改变大气热平衡，导致大气低层和地面的平均温度上升，这将引起严重的气候问题。实际大气中，除上述气体成分外，还含有水汽及其液态、固态微粒。含有水汽的空气称为湿空气。大气中水汽仅占地球总水量的0.001。大气中水汽的主要来源是水面，特别是海洋表面的蒸发。水汽上升凝结形成水云或冰云以后，又以降水的形式降到陆地和海洋上。、地球大气的铅直分层地球大气在不同的高度有不同的特征，因此可以分成若干层。最常用的分层方法是按大气的温度结构分层，即根据铅直温度梯度的方向，把大气分成对流层、平

5、流层、中层和热成层，它们分别由称为“顶”的隔层（如对流层顶）分开。（一）对流层对流层是大气的最低层，下界是地球表面，上界是对流层顶。对流层的主要特点是：温度随高度降低；大气的铅直混合强；气象要素水平分布不均匀大气吸收的总能量中，直接吸收太阳辐射能约占10，吸收地面、海面发射的红外辐射约占90。低层大气受地、海面加热，产生强烈的铅直运动，因此对流层内大气温度的铅直分布主要是由大气与地、海面热量交换以及大气的对流、湍流运动决定的，总趋势是温度随高度增加而降低。大气探测的结果表明，对流层内大气温度的平均递减率约为6.5K/km。大气温度随高度下降到-50-70C左右，再往上，温度的降低趋缓慢或向上稍

6、有增加，当温度递减率减小到2K/km（或更小）的最低高度，就规定为对流层顶。对流层顶的高度随季节和纬度变化。赤道附近约为1520km高，极地和温带约812km。中纬度地区，对流层顶的坡度很大，并且常是不连续的。对流层里集中了大气质量的3/4和几乎全部水汽，又有强烈的铅直运动，因此主要的天气现象和天气过程如寒潮、台风、雷雨、闪电等都发生在这一层。（二）平流层由对流层顶向上到50km左右的气层称为平流层。平流层的底层温度随高度无大变化，其上部的温度随高度增加而明显增高。到平流层的上界温度可达0C左右；大约在50km的高度上最高温度可达7C，这是由于臭氧强烈吸收太阳辐射的结果。这种温度随高度的逆增现

7、象使平流层大气很稳定，呈现出明显的成层结构，大气的铅直运动很弱，多为平流运动并且尺度很大。平流层中水汽含量很少，几乎没有在对流层中经常出现的各种天气现象。此外，由于空气中尘埃很少，大气透明度很高。（三）中层从平流层顶到8085km高度的气层称中层，也称中间层。该层的最重要特点是温度随高度升高而降低得很快，到中层顶温度下降到180K，是大气中最冷的部分。中层内水汽极少，但在高纬地区的黄昏前后偶尔会发现该层存在夜光云，这种云可能是高层大气中细小水滴或冰晶构成，也有人认为是尘埃构成的。由于温度随高度降低很快，所以该层有相当强烈的铅直运动。平流层和中层约包含了大气质量的1/4。在中层以上，大气更稀薄了

8、，其质量大约只占大气总质量的十万分之一。（四）热成层热成层亦称暖层，是中间层顶以上的大气层，在该层内，温度始终是随高度增加的。太阳辐射中波长小于0.17卩m的紫外线辐射几乎全被该层中的分子氧和原子氧吸收，吸收的大部分能量用于使气层增温。此外，太阳的微粒辐射和宇宙间的高能粒子也能影响该层的大气热状况。在100km以上，大气的热量传输主要靠热传导过程。由于分子稀少，传导率小，当各高度上所吸收的辐射能和传到下层去的热量达到平衡时，就必然有巨大的温度梯度。因此在热成层内，温度很快就升到几百度，最终趋于常数，约在1000K以上，是大气中温度最高的层。热成层的另一个特点是，温度日变化和季节变化很显著，白天

9、和夜间温差可达几百度。此外，该层的温度还受太阳活动的影响，在太阳活动的高峰期和宁静期也能差几百度。在这一层的高纬地区经常会出现一种辉煌瑰丽的大气光学现象极光。热成层顶以上大气的边缘层，叫逸散层，在这一层地球大气消失于星际空间的气体中，这是由于这一层温度极高，空气极稀薄，地球引力很小，高速运动着的空气原子克服地球引力和其周围空气的阻挡，而逸散于星际空间。三、气象要素表示大气中物理现象与物理过程的物理量称为气象要素。它们表征大气的宏观物理状态，是大气科学研究的重要依据。气象要素中以气温、气压、湿度和风为最重要。（一）气温气温是大气温度的简称，一般称温度，是表示大气冷热程度的物理量。在一定的容积内，

10、一定质量空气的温度高低与空气分子的平均动能有关，且气体分子运动的平均动能只与绝对温度T有关。因此，气温实质上是空气分子平均动能大小的表现。虽然热量和温度经常联系在一起，但它们是完全不同的两个概念。热量是能量，而温度是一种量度。气象上使用的温标，一种是摄氏温标记作“C”；一种是开氏温标记作“K。开氏温标的零度是绝对零度，即分子完全停止运动的温度。它们之间的换算关系为T/K=273.16+t/273+t（8-1）式中T表示绝对温度，t表示摄氏温度。通常所说的地面气温是指离地面1.5m高度上百叶箱所测得的温度。由于太阳辐射的差异，各地地面平均气温随纬度的变化是明显的。大气温度的分布对于确定大气的热力

11、状态和风场结构是十分重要的。在一年中吸收太阳辐射最多的热带，温度最高。在赤道地区，由于太阳辐射的梯度较小，使温度的经向梯度很小。在一年中吸收太阳辐射最少的极区，温度则最低。由于南半球海洋面积远大于陆地，使温度在纬圈方向的分布较北半球均匀。北半球冬季大陆区域，极地至赤道间的温度梯度达最大值。另外1月和7月里冷、暖洋流的作用均很明显。最大的温度水平梯度位于南、北半球的中纬地区，从海岸线和山脉地区（如落基山、青藏高原、安第斯山和南极洲）附近等温线的形状和很强的梯度来看，陆地和海洋的分布、陆地表面的特征和地面地形有十分显著的影响。最冷的地区在北半球冬季期间的欧亚大陆北部（亦即西伯利亚和加拿大的东北部）

12、和全年中的南极洲。1. 气压定义大气压强简称气压，指观测高度到大气上界单位面积上铅直空气柱的重量。测量气压的仪器通常有水银气压表和空盒气压计两种。气压的单位曾经用毫米(mm)水银柱高度来表示，但国际单位制用帕斯卡(Pa)来表示，简称“帕”，气象学上常用百帕(hPa)。1百帕是1平方厘米面积上受到1000达因力时的压强值，即-21hPa=1000dyncm而1Pa=1N-m-2，即1帕等于每平方米受力1牛顿。百帕与过去曾使用的毫巴(mb)单位相当。气象学上曾规定，把温度为0C时、纬度为45度的海平面的气压作为标准大气压，称为1个大气压。其值为760mm水银柱高，或相当于1013.25hPa。在标

13、准情况下，1mmHg=1.33hPa(8-2)由此得到mmHg!hPa间的换算关系1hPa近似地相当于1cm静压水位。地面气压值在980hPa1040hPa之间变动，平均1013hPa。随着高度增加，气压值按指数减少，离地面10km处的气压值只有地面的25%。由于地表的非均一性及动力、热力等因子的影响，使实际大气压并不呈简单的纬向分布。根据各地气象台观测到的海平面气压值，在地图上用等压线勾画出高、低气压的分布区域，就是水平气压场。气压场中一般可分为低气压、高气压、低压槽、高压脊及鞍形等区域。大气静力方程大气的密度随高度的增加而减小，气压亦然。大气又处于不停的运动中，既有水平运动，也有铅直运动。

14、由于大气铅直运动的加速度比重力加速度的数值小数个量级，就每一薄层大气来说，可以认为它受到重力与铅直方向的气压梯度力相平衡，即处于静力平衡状态。研究一个厚为dz的单位截面积空气块，假设空气无水平运动，只在铅直方向受到重力和气体压力的作用，那么空气块在铅直方向所受重力(84)式就是大气静力方程。由于大气在水平方向气压分布相对均匀，100km内才有1hPa的气压差，而在近地面气层中，铅直方向每升高8m,气压就减少1hPa，因而在一定范围内可以认为p=p(z)，则静力方程可以写成在实际大气中，除有强烈对流运动的地区外，静力方程都成立。该方程具有极广泛的用途。2. 重力位势天气分析中，通常在等压面上分析

15、高度场，但这种高度场不是几何高度场，而是位势高度场。习惯上以位势高度H表示重力位势的大小，定义式中g0=9.80665，它不再表示重力加速度，而只是一个数值。H的单位是gpm(位势米)，1gpm相当于9.80665J/kg的重力位势。所以g0可以看做是重力位势与位势高度之间的换算因子。位势高度与几何高度在量值上十分接近，但其意义却截然不同。湿度由于测量方法和实际应用不同，采基本上均以相对于纯水的平面上蒸发和大气中含有水汽量的多少及发生的相变对大气现象影响甚大，用多个湿度参量以表示水汽含量1.水汽压和饱和水汽压一切度量水汽或空气湿度的方法，凝结的量为标准湿空气中，由水汽所引起的那一部分压强称为水

16、汽压，以e表示，其单位与压强的相同。当温度一定时，若从纯水的水平面逸入空气中的水分与从空气中进入水面的水分在数量上相同(即处于平衡状态)，此时水汽所造成的那部分压强称为饱和水汽压，以E表示。饱和水汽压是温度的函数，温度愈高，饱和水汽压愈大。在实际工作中常采用玛格努斯(Magnus)经验公式表示饱和水汽压与温度的关系E0是0C的饱和水汽压6.11hPa，t是摄氏温度，a和b为常数。对水面：a=7.5，b=237.3对冰面：a=9.5，b=265.5冰面饱和水汽压低于同温度下的水面饱和水汽压，其差值在面的饱和水汽压可查阅气象常用表。2. 相对湿度空气中的实际水汽压e与同温度下的饱和水汽压其表示式为

17、3. 露点对于一定质量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，-12C时最大。不同温度下水面和冰E之比，称相对湿度，用百分数表示。则湿度参量保持不变，但饱和水汽压E(t)却因温度的降低而减小。当E(t)=e时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和时的温度就是露点温度Td。露点完全由空气的水汽压决定，是等压冷却过程的保守量。风空气相对于地面作水平运动即为风。它既有方向又有大小，是个向量。风是大气显示能量的一种方式，风可以使地球上南北之间、上下之间空气发生交换，同时伴有水汽、热量、动量的交换。这种交换对整个地球大气的运动状态有重要意义。因为风是向量，需要测量风向和风速两个项目，才能完全描绘出风的状况

18、。中国在汉朝已经使用测风旗和相风鸟来测定风向，同时还用羽毛举高程度判据风速。这比国外领先了上千年。风向是指风的来向，例如北方吹来的风叫北风，南来的风称南风等等。气象观测上用16个方位。风速是指气流前进的速度。风速越大，风的自然力量越大。一般用风力来表示风速大小。风速的单位是ms-1或km-h-1。目前国际上通用蒲福风力等级表。大尺度大气运动的基本特征一、大气运动的尺度特征大气运动的范围称之为“尺度”，大气的运动是十分复杂的，从分子运动到湍涡，从小涡旋到尘暴，从龙卷风到单个积云，从台风到气旋、反气旋，直到与地球半径尺度相似的行星波。其运动的水平尺度，从分子的平均自由程（10-7m）到行星波波长（

19、107m）相差悬殊。通常把有天气意义的大气运动，按其水平尺度而粗略地分为：大尺度系统，包括大气长波、大型气旋、反气旋，其水平尺度可达数千千米；中尺度系统，包括小型气旋、反气旋、热带风暴，水平尺度数百千米；小尺度系统，包括小型涡旋，雷暴等，水平尺度几十千米；微尺度系统，包括积云、浓积云，水平尺度几千米。通常，大气运动的水平尺度越大，生命史越长，铅直速度越小；水平尺度越小，生命史越短，铅直速度越大。主要按水平尺度分类的各尺度大气运动的基本特征，列于表81中，其中包括水平尺度（L）、垂直尺度（H）、水平速度（U）、垂直速度（W）和生命史（t）o表8-1大气运动分类及特征量必须指出，在旋转地球上，大气

20、运动必定受到地转偏向力（科氏力）的影响，水平尺度越大，科氏力的影响越重要，而水平尺度只有数千米或更小尺度的运动（例如小尺度和微小尺度系统）可以忽略科氏力的影响。中尺度、大尺度运动的铅直运动很小，都很好地满足静力平衡。二、自由大气的地转平衡运动在11.5km以上的大气中，摩擦力很小，可以忽略不计，通常称为自由大气。气压场在水平方向是不均匀的，虽然水平气压梯度的量值远小于铅直方向，但其对于大气水平运动是决定性的推动力；考虑到大尺度运动普遍满足静力平衡，因此可视大尺度运动基本上是水平的；u、v的典型数值为10m/s，其随时间变化很小可视为一种定常运动。这样，在自由大气中，大尺度水平运动基本上是在水平

21、气压梯度力和科氏力相平衡的条件下维持的地转平衡运动，在北半球，科氏力在运动的右方。地转平衡的矢量数学表达式为Vg为地转风。（8-9）式写成分量形式为于是地转风的ug、vg分量可以写成地转风Vg和水平气压梯度垂直，即沿水平面上等压线吹。在北半球背风而立，高压在右低压在左；在南半球则相反，背风而立，低压在右，高压在左。地转风是严格的平衡运动，空气质点的速率和方向都不变，即等压线必须是直线。在自由大气中可视地转风为实际风的一种良好近似。但是在等压线弯曲的地区这种近似误差较大。在赤道上由于科氏力为零，地转关系不成立。当空气接近地面运动时，由于摩擦力的存在，这时的风不是地转风，而有加速度，于是便会出现非

22、平衡运动。8.1.2 平均大气环流一般说来，凡是大范围的、半球的或全球、对流层、平流层或整层大气长期的平均运动状态，或某一时段的变化过程，都可以称为大气环流。这么大范围的大气运动的基本状态，是各种不同尺度的天气系统发生、发展和移动的背景条件。也是完成地球-大气系统的热量、水分、角动量等输送和平衡，以及能量转换的主要机制；同时也是这些物理量输送和平衡的结果。如上所述，大气的大尺度运动近似为水平运动，在铅直方向上，气压梯度力与重力基本平衡，因而铅直加速度和铅直速度均很小；在水平方向，自由大气中的主要作用力是气压梯度力和科氏力，这导致了准地转平衡。因此，大气运动大致平行于等压线，它的风速则反比于等压

23、线之间的距离(参见式8-11及8-12)，在热带以外地区，等压线近似就是流线。下面介绍大气环流的观测事实，包括海平面上和200hPa上位势高度的分布及其相应的风场。一、海平面气压场及风场北半球冬季(a)和夏季(b)1000hPa高度场上的扰动(Z1000-(=113gpm)是由NMC标准大气所得到的lOOOhPa平均高度。矢量是地面风，在地转平衡情形下，箭头应该平行于等高线，箭矢尾部的每一条斜杠代表2m/s的风速。图中等高线也可以解释为海平面上的等压线，因为1位势米相当于约0.121hPa，因此，+40gpm的等高线就相当于(40+113)x0.121+1000=1018.4hPa的等压线，而

24、-40gpm的等高线则相当于(-40+113)X0.121+1000=1008.8hPa的等压线。注意，1gpm1m南、北半球的副热带地区(30N和30S附近)有半永久性的高压，亦即通常所说的副热带高压(简称副高)或反气旋(在北半球顺时针旋转，南半球相反)。它们的赤道一侧有几乎连续的低压带(热带辐合带，简称为ITCZ)。在北半球它们的极地一侧还有由冰岛低压和阿留申低压组成的低压带。极地区域则主要是高压。夏季，南、北半球副热带高压向极地方向稍有推移。北大西洋和北太平洋上的副高已显著增强。冬季北半球高纬的低压系统显著增强，而南半球的这种变化则不明显。南半球高纬的低压系统几乎形成了绕极地的低压带，并

25、且地面气压很低。地面气压的最大季节变化出现在亚洲。冬季，西伯利亚有一个强反气旋；而夏季，印度次大陆的北面却有一个低压，这一变化与东南亚的季风周期和ITCZ的移动有关。北美大陆也有类似现象，但其变化的强度较弱。北美大陆地面气压的年变化小于10hPa(AZ1000W80gpm)，而西伯利亚地区大于25hPa(即厶z100032.7m/s)。台风的生命期一般为38天，台风直径一般为6001000km,最大的可达2000km,最小的只有100km。在北半球，台风集中发生在710月，尤以8、9月最多。据统计，每年511月台风可能影响或登陆中国。全球每年平均大约有80个热带气旋发生，其中半数以上可以发展成

26、台风，台风集中发生在西北太平洋、孟加拉湾、东北太平洋、西北大西洋、阿拉伯海、南印度洋、西南太平洋和澳大利亚西北海域等8个地区。西太平洋是全球热带气旋发生最多的地区，约占全球总数的三分之一。热带气旋的多发地带集中在510纬度带内，而南北半球纬度5以内几乎没有热带气旋发生。二、台风的结构台风是一种天气尺度、暖中心的强气旋性涡旋，在北半球呈逆时针旋转，在南半球呈顺时针旋转。发展成熟的台风其要素值多呈圆形对称分布，台风涡旋半径一般为5001000km,铅直范围一般到对流层顶。台风中心气压值(即风暴强度)一般在960hPa以下，在地面天气图上等压线表现为一个圆形(或椭圆形)对称的、气压梯度极大的闭合低气

27、压系统，水平气压梯度能达510hPa/10km,台风过境时，测站气压自记曲线岀现明显的漏斗状气压深谷，发展成熟的台风往往有台风眼，即在深厚云区的中间有一个直径为几十千米近似圆形的晴空少云区，眼区为微风或静风，气压最低，平均直径为3040km。台风眼区外围的圆环状云区称为台风云墙或眼壁，云墙区主要是由一些高大对流云组成，其高度通常在15km以上，宽度为2030km，在云墙区域有强烈的上升运动，其值可达513m/s，云墙附近是风雨最剧烈的地区，摧毁性的大风暴雨常常发生在这里。台风云墙到台风外缘是台风的螺旋云雨带，它也是台风的重要特征之一，是由一条或几条螺旋云带旋向台风中心眼壁的，云带区对流活动旺盛

28、，有显著的上升运动。台风表现为强烈的气旋性环流，低层有强烈的流入，高层有强烈的流出，并有极强烈的上升运动。地面是气旋式辐合流场，气流从四周以螺旋曲线的形式流向台风中心区。台风天气表现为大风、暴雨、狂浪和风暴潮。T.T.Fusita等人根据卫星、雷达、飞机和常规资料给出了成熟台风的三维结构模式，图8-13a（图略）是台风顶部流场特征，空气从台风中心向四周流出，从眼壁至200km处呈气旋性辐散流出，之外则呈反气旋性流出。a图的右半部表示没有外雨带时的流场情况，其左半部为有外部对流云带的情况，b图是与a图对应的台风铅直剖面图，为了清楚地表达铅直方向上各物理量的分布，这里把铅直尺度放大了。在台风低层由

29、于边界层的摩擦作用，外围空气气旋式旋转着流向中心区，到达眼壁附近，内流急剧减小，相应地辐合最强，形成高耸的云墙。台风顶部空气辐散外流，在台风外部开始下沉，形成台风的铅直环流圈。有外雨带时，内外雨带之间也存在着一支下沉气流。台风中心也有速度不大的下沉气流。三、台风的移动台风形成后，向哪里移动是台风预报中最关键的问题。西太平洋台风和南海台风生成后，主要移动路径有西行、西北行、转向型等几种情况。但也出现异常路径，如打转、突然转向、蛇行路径台风移动除受自身旋转的影响外，最重要的是受环境流场的影响。副热带高压对台风移动的影响是最直接、最主要的大型天气系统。这不仅是因为副热带高压离台风近，而且由于其时间持

30、久、空间尺度大。当副热带高压呈东西向带状、且较强时，位于其南侧的台风将稳定西行。当台风东侧有副热带高压脊南伸，台风移向具有明显的北分量。当台风位于副热带高压西南侧时，将转向北上。当台风进入西风带，处于副高北侧时，将在副高和西风带系统共同作用下，向东东北方向移动。此外，台风的移动还受西风带天气系统和热带天气系统等的影响。副热带高压在南北半球的副热带地区，存在着副热带高压带，它是由若干高压单体组成的，这些单体统称为副热带高压。影响中国的副热带高压是西太平洋热带高压，其次是青藏高压。本节主要讨论太平洋副热带高压的结构、活动及其对中国的天气的影响。一、太平洋副热带高压的结构太平洋副热带高压常年存在，是

31、一个深厚的暖性高压系统。其范围和强度，夏季远超过冬季。太平洋副热带高压呈东西向扁平状，其长轴多呈西西南东东北走向。在对流层内，高压区与高温区的分布一致，每一高压单体都配合一个暖中心。高压的低层往往存在逆温层，是由下沉运动造成的。由于这是一个暖性高压，其强度随高度增强，所以两侧的风速随高度增大，其北侧在200hPa附近出现西风急流，风速在40m/s以上；南侧为东风急流，中心位于130hPa附近，风速比西风急流小。整个高压区为负涡度，且随高度增大，而其散度场在低空以辐散占优势，主要位于南部。二、西太平洋副热带高压的活动在对流层中上层，太平洋副热带高压（以下简称太平洋副高）的主体一般位于海上，其西端

32、的高压脊在夏季可伸入中国大陆。西太平洋副高的活动，主要表现为季节变化和长期变化。西太平洋副高具有明显的季节变化，从5月到8月西太平洋副高由南向北推进，8月达到最北，8月后南退。副高在北进与南退的过程中并非匀速运动，而是一种南北振荡，时而稳定少动，时而跳跃，时而缓慢移动。西太平洋副高有季节变化，同时还出现为期两周的所谓中期变化或为期一周左右的短期变化，这种变化往往与周围大型天气系统如西风带系统或东风带系统的影响有关。太平洋副高还表现出一种时间尺度在年以上的长期变化。例如某些年份副高强度强，位置偏北、偏西；而另一些年份强度弱，位置偏南、偏东。这两种异常情况都直接影响中国的天气，会导致长时间的天气异

33、常。热带辐合带热带辐合带（ITCZ）又称赤道辐合带，是赤道低压带两侧南北半球信风形成的气流辐合带。它构成Hadley环流的上升支。这是低纬行星尺度天气系统，可以存在于全球热带地区，在某些地区还可看到两个辐合带（双辐合带）同时存在的现象。热带辐合带是热带地区热量、水汽集中最多的地带，也是热带扰动发生的主要源地，热带风暴、台风和飓风多是辐合带上的扰动发展起来的。据统计，太平洋上热带风暴80以上产生在热带辐合带。在辐合带的控制下，辐合气流可以造成强烈的对流活动，出现剧烈的天气变化，这是低纬重要的天气系统。在辐合带附近，信风边界层的湿空气摩擦辐合以及空气对流上升形成积雨云。在一定条件下，这些积雨云组成

34、对流云团，形成大范围的上升运动。在对流云团里，天气非常活跃，常有雷暴阵雨岀现，风力可达89级，在强烈发展的对流云中，有猛烈的湍流存在。在同一条辐合带上，天气可存在很大差别。大范围降水和强烈的天气，一般都出现在辐合最强或气旋式环流最强的地方。热带辐合带的位置随季节而南北移动，但在不同地区，辐合带的进退情况有所不同。北半球，一般在东太平洋至大西洋上，由东北信风和东南信风汇合而构成的辐合带称为信风槽型，全年位置少变，基本在510N之间。在大西洋，8月份可移到1015N。在西太平洋至南亚以至北非的辐合带，其北侧为偏东风或东北风，南侧是偏西风或西南季风（为季风槽型）。这一区域辐合带的位置变化较大，与季风

35、的进退有密切联系。8.3海洋-大气相互作用8.3.1海洋在气候系统中的地位、气候系统（一）气候系统的组成在这个意义上，人们不仅要研究气候系统的提出是气候学研究进入一个新阶段的重要标志之一大气内部过程对气候变化的影响，用。即把气候变化视为包括大气、同时也要考虑海洋、冰雪、地表以及生物状况对气候变化的作海洋、冰雪圈、陆地表面和生物圈组成的气候系统的总体行为。决定了气候的长期平均状态以及上述各子系统之间的各种物理、化学以及生物过程的相互作用，各种时间尺度的变化。气候系统的概念既包括了大气和海洋等子系统内部的各种过程，例如大气和海洋环流、大气中水的相变以及海洋中盐度的变化等，又更多地反映了各个子系统间

36、的相互作用，例如海-气相互作用、陆-气相互作用、冰-海相互作用、大气-冰雪相互作用以及气候（大气）-生物相互作用等等。越来越多的事实表明，上述各种相互作用过程对气候及其变化的影响是复杂的，也是十分重要的。大气运动及气候的状态和变化都同太阳辐射有着非常重要的关系，特别是太阳辐射为大气和海洋的运动以至生物活动提供了最基本的能源。太阳活动所引起的太阳辐射的改变也必然对地球气候及其变化发生重要影响。因此，气候系统还应包括天文因素（主要是太阳活动）在内。（二）气候系统的性质气候系统是由五个主要分量构成的综合系统，这五个相互联系和相互作用的分量是：大气圈、水圈（海洋）、冰雪圈、岩石圈和生物圈。这些子系统都

37、是开放的非孤立系统。作为一个整体，我们假定全球气候系统对能量而言是非孤立系统，对外与外层空间的物质交换而言则是一个封闭系统。大气圈、水圈、冰雪圈和生物圈构成了一个由复杂物理过程联系起来的串级系统。这些物理过程包括穿越边界的能量、动量和物质输送，且生成了大量的反馈机制。气候系统的各分量是非均匀的热力学-动力学系统，它们可以用化学组成，热力学及力学状态加以描述。气候系统各不同分量的估计时间尺度（正比于响应时间尺度）在不同子系统之间变化很大，甚至在同一个子系统内变化也很大。大气边界层内的时间尺度从几分钟到数小时。自由大气时间尺度由数周到几个月。海洋表面混合层的时间尺度是数周到几年。对于深层海水则从几

38、十年到几千年。海冰是几周到几十年。内陆水和植被由几个月至几百年。对冰川来说其时间尺度为世纪量级，而冰原的时间尺度是几千年甚至更长。地壳构造现象的时间尺度在千万年的量级。由于气候系统内部的复杂性以及不同的系统有不同的响应时间，在研究气候系统时，不可能也不必要把全部子系统同时考虑在内，因而可依序考虑内部系统和外部系统。首先，把那些具有最短响应时间的系统看成是同一级的内部系统，于是就可把所有其它分量看成是外部系统。例如，对于数小时到几个月的时间尺度，大气可以看成是气候系统的唯一内部分量，而海洋、冰雪、陆地表面、生物圈都可处理成边界条件和外强迫。对于由数月到几百年的时间尺度，气候内部系统必须包括大气和

39、海洋，也应考虑雪盖、海冰和生物圈。对于时间尺度超过几百年的气候变化研究，还必须考虑整个冰雪圈和生物圈，而把岩石圈看成是外强迫。气候系统主要由两个外强迫来制约其全球行为，它们就是太阳辐射和重力作用。在外强迫中必须把太阳辐射看成是主要因子，因为它提供了驱动气候系统的几乎所有能量。到达大气顶的太阳辐射有一部分传输下来，一部分转换成最终由大气和海洋环流耗散掉的其它形式的能量，另一部分则用于化学和生物过程。在气候系统内部，能量以多种形式存在，如热能、势能、动能、化学能，以及短波太阳辐射能和长波地面辐射能。在所有各种形式的能量中，我们可以不考虑电能和磁能，因为它们仅在非常高的大气层中起作用。由于地球的球形

40、、轨道运动和地球轴的倾斜，短波辐射不均匀地分布在气候系统的不同部分。与极区相比，有更多的太阳辐射到达热带地区并被吸收。把地球作为一个整体，观测表明，这一系统通过红外辐射失去的能量差不多等同于由入射太阳辐射得到的能量。由于赤道和两极地区观测到的温差不大，地球射出辐射随纬度的降低比起吸收的太阳辐射随纬度的降低要弱得多，从而使热带地区有能量的净收入。自40纬度的向极地区有能量的净亏损。这种能量的源汇分布为发生在气候系统内几乎所有的热力学过程（一般是不可逆的），包括大气和海洋环流，提供了基本的原动力。二、海洋在气候系统中的地位海洋在地球气候的形成和变化中的重要作用已越来越为人们所认识，它是地球气候系统

41、的最重要的组成部分。80年代的研究结果清楚地表明，海洋-大气相互作用是气候变化问题的核心内容，对于几年到几十年时间尺度的气候变化及其预测，只有在充分了解大气和海洋的耦合作用及其动力学的基础上才能得到解决。海洋在气候系统中的重要地位是由海洋自身的性质所决定的。地球表面约71为海洋所覆盖，全球海洋吸收的太阳辐射量约占进入地球大气顶的总太阳辐射量的70左右。因此，海洋，尤其是热带海洋，是大气运动的重要能源。海洋有着极大的热容量，相对大气运动而言，海洋运动比较稳定，运动和变化比较缓慢。海洋是地球大气系统中CO2的最大的汇。上述三个重要性质，决定了海洋对大气运动和气候变化具有不可忽视的影响。（一）海洋对

42、大气系统热力平衡的影响海洋吸收太阳入射辐射的70，其绝大部分（85左右）被贮存在海洋表层（混合层）中。这些被贮存的能量将以潜热、长波辐射和感热交换的形式输送给大气，驱动大气的运动。因此，海洋热状况的变化以及海面蒸发的强弱都将对大气运动的能量产生重要影响，从而引起气候的变化。海洋并非静止的水体，它也有各种尺度的运动，海洋环流在地球大气系统的能量输送和平衡中起着重要作用。由于地球大气系统中低纬地区获得的净辐射能多于高纬地区，因此，要保持能量平衡，必须有能量从低纬地区向高纬地区输送。研究表明，全球平均有近70的经向能量输送是由大气完成的，还有30的经向能量输送要由海洋来承担。而且在不同的纬度带，大气

43、和海洋各自输送能量的相对值也不同，在030N的低纬度区域，海洋输送的能量超过大气的输送，最大值在20N附近，海洋的输送在那里达到了74%，但在30N以北的区域，大气输送的能量超过海洋的输送，在50N附近有最强的大气输送。这样，对地球大气系统的热量平衡来讲，在中低纬度主要由海洋环流把低纬度的多余热量向较高纬度输送；在中纬度的50N附近，因有西部边界流的输送，通过海气间的强烈热交换，海洋把相当多的热量输送给大气，再由大气环流以特定形式将能量向更高纬度输送。因此，如果海洋对热量的经向输送发生异常，必将对全球气候变化产生重要影响。（二）海洋对水汽循环的影响大气中的水汽含量及其变化既是气候变化的表征之一

44、，又会对气候产生重要影响。大气中水汽量的绝大部分（86%）由海洋供给，尤其低纬度海洋，是大气中水汽的主要源地。因此，不同的海洋状况通过蒸发和凝结过程将会对气候及其变化产生影响。（三）海洋对大气运动的调谐作用因海洋的热力学和动力学惯性使然，海洋的运动和变化具有明显的缓慢性和持续性。海洋的这一特征一方面使海洋有较强的“记忆”能力，可以把大气环流的变化通过海气相互作用将信息贮存于海洋中，然后再对大气运动产生作用；另一方面，海洋的热惯性使得海洋状况的变化有滞后效应，例如海洋对太阳辐射季节变化的响应要比陆地落后1个月左右；通过海气耦合作用还可以使较高频率的大气变化（扰动）减频，导致大气中较高频变化转化成

45、为较低频的变化。（四）海洋对温室效应的缓解作用海洋，尤其是海洋环流，不仅减小了低纬大气的增热，使高纬大气加热，降水量亦发生相应的改变，而且由于海洋环流对热量的向极输送所引起的大气环流的变化，还使得大气对某些因素变化的敏感性降低。例如大气中CO2含量增加的气候（温室）效应就因海洋的存在而被减弱。8.3.2海洋-大气相互作用的基本特征海洋和大气同属地球流体，它们的运动规律有相当类似之处；同时，它们又是相互联系相互影响的，尤其是海洋和大气都是气候系统的成员，大尺度海气耦合相互作用对气候的形成和变化都有重要影响。因此，现代气候研究必须考虑海洋的存在及海气相互作用。在相互制约的大气-海洋系统中，海洋主要

46、通过向大气输送热量，尤其是提供潜热，来影响大气运动；大气主要通过风应力向海洋提供动量，改变洋流及重新分配海洋的热含量。因此可以简单地认为，在大尺度海气相互作用中，海洋对大气的作用主要是热力的，而大气对海洋的作用主要是动力的。一、海洋对大气的热力作用大气和海洋运动的原动力都来自太阳辐射能，但是，由于海水反射率比较小，吸收到的太阳短波辐射能较多，而且海面上空湿度一般较大，海洋上空的净长波辐射损失又不大。因此，海洋就有比较大的净辐射收入。热带地区海洋面积最大。因此热带海洋在热量贮存方面具有更重要的地位。因为热带海洋可得到最多的能量，所以在海洋上，尤其在热带海洋上，有较大的辐射平衡值。这样一来，通过热

47、力强迫，在驱动地球大气系统的运动方面，海洋，特别是热带海洋，就成了极为重要的能量源地。人们通过一些观测研究已经发现，海洋热状况改变对大气环流及气候的东太平洋海区；二是海温最高的赤道西太平洋“暖池”区；另外，东北太平洋海区及北大西洋海区的热状况也被分别认为对北美和欧洲的天气气候变化有着明显的影响。海洋向大气提供的热量有潜热和感热两种，但主要是通过蒸发过程提供潜热。既然是“潜”热，就不同于“显”热，它须有水汽的相变过程才能释放出潜热，对大气运动产生影响。要出现水汽相变而释放潜热，就要求水汽辐合上升而凝结，亦即必须有相应的大气环流条件。因此，海洋对大气的加热作用往往并不直接发生在最大蒸发区的上空。大

48、洋环流既影响海洋热含量的分布，也影响到海洋向大气的热量输送过程。低纬度海洋获得了较多的太阳辐射能，通过大洋环流可将其中一部分输送到中高纬度海洋，然后再提供给大气。因此，海洋向大气提供热量一般更具有全球尺度特征。一般可以把由海洋向大气的潜热和感热输送分别写成这里L是蒸发(凝结)潜热，qO和qa分别是海表面和大气中的饱和比湿，U是距海面10m处的风速，tO和ta分别是海水表面和空气的温度，而CE和CH是交换函数。起初人们将CE和CH作为经验常数给岀，例如取CH=0.97X10-3，CE=1.1X10-3。进一步的研究表明，将CE和CH取作常数往往带来较大的计算误差，已有研究表明它们还是离海面10m

49、处风速U10的函数。在公式(814)中，饱和比湿q0是海表温度(SST)的函数。因此，无论海洋向大气提供感热还是潜热，都同SST有极为密切的关系。这样，海表水温和它的异常(SSTA)也就成为描述海洋对大气运动影响以及影响气候变化的重要物理量。热带海洋积存了较多的能量，所以热带SST的异常必然对大气环流和气候有更重要的影响。二、大气对海洋的风应力强迫大气对海洋的影响是风应力的动力作用。下面我们将讨论风应力对海洋强迫的基本特征。如第五章所述，大洋表层环流的显著特点之一是，在北半球大洋环流为顺时针方向；在南半球，则为逆时针方向。南北半球太平洋环流的反向特征极其清楚。另一个重要特征，即所谓“西向强化”

50、，最典型的是西北太平洋和北大西洋的西部海域，那里流线密集，流速较大，而大洋的其余部分海区，流线较疏，流速较小。上述大洋环流的主要特征，与风应力强迫有密切关系。用整体参数化方法，可以把海面风应力表示成其中p为空气密度，CD为拖曳系数，V是10m高处的风向量。海洋表面典型的拖曳系数CD=0.0013，这只适应于中性条件。在强风条件下，该值应加以修正。利用覆盖全球大洋的历史船舶资料，由方程(816)已经计算岀了全球大洋表面风应力图，其中CD取成0.0013。其分布酷似表面风的分布，但在北大西洋、西北太平洋以及南半球中高纬度的西风带上更强一些。风应力在冬半球上最强，尤其是中纬度。然而，风应力的最大季节变化却是在靠近索马里海岸的印度洋上。事实上，夏季风期间该处的风应力值是全球最大的。风应力的全球分布，与大洋表层环流的基本特征有很好的相关性。至于西向强化，科氏力随纬度的变化是其根本原因，也可认为是3-效应在海流中的表现。因为风应力使海水产生涡度，一般它可以由摩擦力来抵消。当科氏参数f然而，产生较强的摩擦随纬度变化