海洋科學導論8氣象

1、海洋與氣象學,第二節(jié) 大氣的結構,,第二節(jié) 大氣的氣的結構一、,,,,一.大氣的垂直范圍1.上界可達3000km;2. 99%集中在35km以下；3.大氣密度隨高度增加迅速遞減。,,二.大氣的垂直分層1. (一)對流層在赤道附近為16-18km；在中緯度地區(qū)為l0-12km，兩極附近為8-9km。夏季較厚，冬季較薄。,,特點：1.氣溫隨高度升高而遞減，大約每上升100 m，溫度降低0．6。C；2.在垂直方向上

2、形成強烈的對流；,,3.大氣總質量的3／4以上集中在此層 ；4. 在l-2km以下，稱摩擦層，或邊界層，亦稱低層大氣；在1-2公里以上，稱為自由大氣層；,,二.平流層 從對流層頂?shù)郊s50km的大氣層為平流層。,,(三)中間層 從平流層頂?shù)?0km高度稱為中間層。這一層空氣更為稀薄，溫度隨高度增加而降低。 (四)熱層 從80km到約500km稱為熱層。這一層溫度隨高度增加而迅速增加，層內溫度很高，晝夜變化很大；,,五.逃逸層

3、熱層以上的大氣層稱為逃逸層。,,第二章 主要氣象要素,,第一節(jié) 氣溫,,一. 氣溫的定義和單位T=273+tT=5/9(F-32)T——絕對溫標;t ——攝氏溫標；F——華氏溫標。,,大氣熱能的來源 一、太陽常數(shù)定義為：與光傳播方問垂直的平面上，每單位面積接受到的光的總量。按世界氣象組織1981年公布的數(shù)字，太陽常數(shù)的平均值為1368W／m2。,,二、大氣成分對太陽輻射的吸收太陽輻射通過大氣層到達地面時，大氣中的各

4、種組分主要是N2、O2、O3、水蒸氣、CO2和塵埃，能夠吸收一定波長的太陽輻射，或反射、散射—定波長的輻射，見下圖。,,,太陽輻射到達地面的各種過程,,三、地球與大氣的能量平衡,,,,四、空氣的增溫和冷卻根據(jù)分子運動理論，空氣的冷熱程度只是一種現(xiàn)象，它實質上是空氣內能大小的表現(xiàn)。當空氣獲得熱量時，其內能增加，氣溫也就升高；反之，空氣失去熱量時，內能減小，氣溫也就隨之降低?？諝鈨饶茏兓瓤捎煽諝馀c外界有熱量交換而引起；也可由外界壓力的變

5、化對空氣作功，使空氣膨脹或壓縮而引起。在前一種情況下，空氣與外界有熱量交換，稱為非絕熱變化；在后一種情況下，空氣與外界沒有熱量交換，稱為絕熱變化。,,（一）氣溫的非絕熱變化空氣與外界交換熱量有如下幾種方式，即傳導、輻射、對流、湍流和蒸發(fā)凝結（包括升華、凝華）。,,（二）氣溫的絕熱變化,,,四、大氣靜力穩(wěn)定度（一）大氣穩(wěn)定度的概念許多天氣現(xiàn)象的發(fā)生，都和大氣穩(wěn)定度有密切關系。大氣穩(wěn)定度是指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠離原平衡位

6、置的趨勢和程度。它表示在大氣,,層中的個別空氣塊是否安于原在的層次，是否易于發(fā)生垂直運動，即是否易于發(fā)生對流。假如有一團空氣受到對流沖擊力的作用，產生了向上或向下的運動，那末就可能出現(xiàn)三種情況：如果空氣團受力移動后，逐漸減速，并有返回原來高度的趨勢，這時的氣層，對于該空氣團而言是穩(wěn)定的；如空氣團一離開原位就逐漸加速運動，并有遠離起始高度的趨勢，這時的氣層，對于該空氣團而言是不穩(wěn)定的；如空氣團被推到某一高度后，既不加速也不減速，這時

7、的氣層，對于該空氣團而言是中性氣層。,,,當γ＜γd 時，大氣處于穩(wěn)定狀態(tài)；當γ=γd 時，大氣處于中性平衡狀態(tài)；γ＞γd 時，大氣處于不穩(wěn)定狀態(tài)。,,,綜上所述，可以得出如下幾點結論：1.γ愈大，大氣愈不穩(wěn)定；γ愈小，大氣愈穩(wěn)定。如果γ很小，甚至等于零（等溫）或小于零（逆溫），那將是對流發(fā)展的障礙。所以習慣上常將逆溫、等溫以及γ很小的氣層稱為阻擋層。2.當γ＜γm 時，不論空氣是否達到飽和，大氣總是處于穩(wěn)定狀態(tài)的，因而稱為絕對

8、穩(wěn)定；當γ＞γd 時則相反，因而稱為絕對不穩(wěn)定。3.當γd＞γ＞γm 時，對于作垂直運動的飽和空氣來說，大氣是處于不穩(wěn)定狀態(tài)的；對于作垂直運動的未飽和空氣來說，大氣又是處于穩(wěn)定狀態(tài)的。這種情況稱為條件性不穩(wěn)定狀態(tài)。,,五、氣溫的周期性變化,,一、氣溫的周期性變化（一）氣溫的日變化氣溫日較差：一天中氣溫的最高值與最低值之差，稱為氣溫日較差，其大小反映氣溫日變化的程度。,,,,（二）氣溫的年變化氣溫年較差：在一年中月平均氣溫有一個

9、最高值和一個最低值。,,,,,第二節(jié) 氣壓,,1. 定義 大氣壓強簡稱氣壓，定義從觀測高度到大氣上界單位面積上鉛直空氣柱的重量為大氣壓強。,,測量氣壓的儀器通常有水銀氣壓表和空盒氣壓計兩種。氣壓的單位曾經(jīng)用毫米（mm）水銀柱高度來表示，但國際單位制用帕斯卡（Pa）來表示,簡稱帕，氣象上常用百帕（hPa）。1百帕是1平方厘米面積上受到1000達因力時的壓強值，即1hPa=1000dyn·cm-2,,而1Pa=1N·

10、;m-2，即1帕等于每平方米受力1牛頓。百帕與過去曾使用的毫巴（mb）單位相當。氣象上曾規(guī)定，把溫度為0℃時、緯度為45度的海平面的氣壓作為標準大氣壓，稱為1個大氣壓。其值為760mm水銀柱高，或相當于1013.25hPa。在標準情況下，,,,,,由此得到mmHg與hPa間的換算關系,,,,,,1hPa近似地相當于1cm靜壓水位。地面氣壓值在980hPa～1040hPa之間變動，平均1013hPa。隨著高度增加，氣壓值按指數(shù)減少，離地面

11、10km處的氣壓值只有地面的25%。,,由于地表的非均一性及動力、熱力等因子的影響，使實際大氣壓并不呈簡單的緯向分布。根據(jù)各地氣象臺觀測到的海平面氣壓值，在地圖上用等壓線勾畫出高、低氣壓的分布區(qū)域，就是水平氣壓場。圖8-3是一張示意圖。氣壓場中一般可分為低氣壓、高氣壓、低壓槽、高壓脊及鞍形等區(qū)域。,,,,,,一.氣壓的定義與單位1.大氣壓強：一個地方的氣壓值經(jīng)常有變化，變化的根本原因是其上空大氣柱中空氣質量的增多或減少。單位：1標準

12、大氣壓＝76mmhg=101325pa1mb=100pa1mb=3/4mmhg,,氣壓隨高度的變化,,,2 靜力學方程假設大氣相對于地面處于靜止狀態(tài)，則某一點的氣壓值等于該點單位面積上所承受鉛直氣柱的重量。見圖4·2，在大氣柱中截取面積為1cm2，厚度為△Z 的薄氣柱。設高度Z1 處的氣壓為P1，高度Z2 處的氣壓為P2，空氣密度為ρ，重力加速度為g。在靜力平衡條件下，Z1 面上的氣壓P1 和Z2 面上的氣壓P2 間的氣

13、壓差應等于這兩個高度面間的薄氣柱重量，即,,P2-P1=-△P=-ρg（Z2-Z1）=-ρg△Z式中負號表示隨高度增高，氣壓降低。若△Z 趨于無限小，則上式可寫成-dP=ρgdZ 上式是氣象上應用的大氣靜力學方程。方程說明，氣壓隨高度遞減的快慢取決于空氣密度（ρ）和重力加速度（g）的變化。重力加速度（g）隨高度的變化量一般很小，因而氣壓隨高度遞減的快慢主要決定于空氣的密度。,,上式是氣象上應用的大氣靜力學方程。方程說明，氣壓隨高度

14、遞減的快慢取決于空氣密度（ρ）和重力加速度（g）的變化。重力加速度（g）隨高度的變化量一般很小，因而氣壓隨高度遞減的快慢主要決定于空氣的密度。在密度大的氣層里，氣壓隨高遞減得快，反之則遞減得慢。實踐證明，靜力學方程雖是靜止大氣的理論方程，但除在有強烈對流運動的局部地區(qū)外，其誤差僅有1％，因而得到廣泛應用。將上式式變換,,,將狀態(tài)方程 代入，得：,,,單位氣壓高度差（h）,,,,等溫大氣壓高方程：,

15、,二 氣壓場（一）等壓線和等壓面（圖2-25）,,氣壓場的基本型式低空氣壓水平分布的類型，一般從海平面圖上等壓線的分布特征來確定：,,,1.低氣壓簡稱低壓，是由閉合等壓線構成的低氣壓區(qū)。氣壓值由中心向外逐漸增高?？臻g等壓面向下凹陷，形如盆地。,,2.低壓槽簡稱槽，是低氣壓延伸出來的狹長區(qū)域。在低壓槽中，各等壓線彎曲最大處的連線稱槽線。氣壓值沿槽線向兩邊遞增。槽附近的空間等壓面類似地形中狹長的山谷，呈下凹形。,,3.高氣壓簡

16、稱高壓，由閉合等壓線構成，中心氣壓高，向四周逐漸降低，空間等壓面類似山丘，呈上凸狀。,,4.高壓脊簡稱脊，是由高壓延伸出來的狹長區(qū)域，在脊中各等壓線彎曲最大處的連線叫脊線，其氣壓值沿脊線向兩邊遞減，脊附近空間等壓面類似地形中狹長山脊。,,5.鞍形氣壓場簡稱鞍，是兩個高壓和兩個低壓交錯分布的中間區(qū)域。鞍形區(qū)空間的等壓面形似馬鞍。,,,氣壓系統(tǒng)的空間結構等壓面和等高線的關系,,,（二）氣壓的周期性變化,,,,氣壓的非周期性變化氣壓的

17、非周期性變化是指氣壓變化不存在固定周期的波動，它是氣壓系統(tǒng)移動和演變的結果。通常在中高緯度地區(qū)氣壓系統(tǒng)活動頻繁，氣團屬性差異大，氣壓非周期性變化遠較低緯度明顯。如以24h 氣壓的變化量來比較，高緯度地區(qū)可達10hPa，低緯度地區(qū)因氣團屬性比較接近，氣壓的非周期變化量很小，一般只有1hPa。,,,,第三節(jié) 風,,,（三）濕度,,大氣中含有水汽量的多少及發(fā)生的相變對大氣現(xiàn)象影響甚大，由于測量方法和實際應用不同，采用多個濕度參量以表示水汽含

18、量。1.水汽壓和飽和水汽壓 一切度量水汽或空氣濕度的方法，基本上均以相對于純水的平面上蒸發(fā)和凝結的量為標準。濕空氣中，由水汽所引起的那一部分壓強稱為水汽壓，以e表示，其單位與壓強的相同。當溫度一定時，若從純水的水平面逸入空氣中的水分與從空氣中進入水面的水分在數(shù)量上相同（即處于平衡狀態(tài)），此時水汽所造成的那部分壓強稱為飽和水汽壓，以E表示。飽和水汽壓是溫度的函數(shù)，溫度愈高飽和水汽壓愈大。在實際工作中常采用瑪格努斯（Magnus）經(jīng)驗

19、公式表示飽和水汽壓與溫度的關系,,,,,E0是0℃的飽和水汽壓6.11hPa，t是攝氏溫度，a和b為常數(shù)。對水面：a=7.5,b=237.3對冰面：a=9.5,b=265.5冰面飽和水汽壓低于同溫度下的水面飽和水汽壓，其差值在-12℃時最大。不同溫度下水面和冰面的飽和水汽壓可查閱氣象常用表。,,2.相對濕度 空氣中的實際水汽壓e與同溫度下的飽和水汽壓E之比，稱相對濕度，用百分數(shù)表示。其表示式為：,,,,,3.露點 對于一定質量

20、的濕空氣，若氣壓保持不變，而令其冷卻，則濕度參量保持不變，但飽和水汽壓E（t）卻因溫度的降低而減小。當E（t）=e時，空氣達到飽和。濕空氣等壓降溫達到飽和時的溫度就是露點溫度Td。露點完全由空氣的水汽壓決定，是等壓冷卻過程的保守量。,,,,二.風的成因 作用于空氣的力作用于空氣的力除重力之外，尚有由于氣壓分布不均而產生的氣壓梯度力，由于地球自轉而產生的地轉偏向力，由于空氣層之間、空氣與地面之間存在相對運動而產生的摩擦力，由于空氣作

21、曲線運動時產生的慣性離心力。,,（一）氣壓梯度力氣壓梯度是一個向量，它垂直于等壓面，由高壓指向低壓，數(shù)值等于兩等壓面間的氣壓差（△P）除以其間的垂直距離（△N），用下式表達：,,,,,（二）地轉偏向力空氣是在轉動著的地球上運動著，當運動的空氣質點依其慣性沿著水平氣壓梯度力方向運動時，對于站在地球表面的觀察者看來，空氣質點卻受著一個使其偏離氣壓梯度力方向的力的作用，這種因地球繞自身軸轉動而產生的非慣性力稱為水平地轉偏向力或科里奧利力

22、。,,,,為了闡明地球自轉產生偏向力的原因，先做一個實驗。取一個圓盤并讓它作逆時針旋轉（圖4·16），同時取一小球讓它從圓盤中心O 點向OB 方向滾去。水平方向上如果沒有外力作用于小球，則小球保持著慣性沿OB 直線勻速地滾動著，圓盤的轉動對小球運動的方向和速度都沒有影響。但當小球自O 點沿OB 方向滾動到圓盤邊緣的時間里，站在圓盤上A 點的人也隨圓盤一起轉動，并由A 移到A'位置上。如觀察者以其立足的圓盤作為衡量物體運

23、動的參照標準，在他看來，小球并沒有作直線運動向他滾來，而是作曲線運動向右（沿小球運動方向看）偏移到A 的位置上了，如圖4·16 中虛線所示。按牛頓運動定律，這種看來向右偏轉。好像是小球在作直線運動時，時刻受到的一個同它運動方向相垂直并指向其右方的作用力，就是由于圓盤轉動所產生的偏向力，也就是隨圓盤一起轉動的觀察者所觀察到的力。這種力是假想的，事實上并無任何物體作用于小球來產生這個力，只是為了要在一個非慣性系里以牛頓定律來解釋所

24、觀察到的現(xiàn)象而引進的一個假想力。,,以OA=Vt，∠AOA‘=ωt 代入上式，則S=Vωt2，根據(jù)加速度公式，,,,,,,（三）慣性離心力慣性離心力是物體在作曲線運動時所產生的，由運動軌跡的曲率中心沿曲率半徑向外作用在物體上的力。這個力是物體為保持沿慣性方向運動而產生的，因而稱慣性離心力。慣性離心力同運動的方向相垂直，自曲率中心指向外緣，其大小同物體轉動的角速度ω的平方和曲率半徑r的乘積成正比。對單位質量而言，慣性離心力的表達式為,

25、,,,,,（四）摩擦力是兩個相互接觸的物體作相對運動時，接觸面之間所產生的一種阻礙物體運動的力。大氣運動中所受到的摩擦力一般分為內摩擦力和外摩擦力。內摩擦力是在速度不同或方向不同的相互接觸的兩個空氣層之間產生的一種相互牽制的力，它主要通過湍流交換作用使氣流速度發(fā)生改變，也稱湍流摩擦力。其數(shù)值很小，往往不予考慮。,,R=-kV式中R 為摩擦力，k 為摩擦系數(shù)，V 為空氣運動速度。內摩擦力與外摩擦力的向量和稱摩擦力。,,三.地轉風

26、梯度風 摩擦層中的風（一）地轉風 地轉風是氣壓梯度力和地轉偏向力相平衡時，空氣作等速、直線的水平運動，其式為：,,,,,,,,（二）梯度風當空氣質點作曲線運動時，除受氣壓梯度力和地轉偏向力作用外，還受慣性離心力的作用，當這三個力達到平衡時的風，稱為梯度風。,,,在低壓系統(tǒng)中,,,,在高壓系統(tǒng)中,,,,,,,,,,（三）、摩擦層中的風,,如果地面層等壓線為平行直線時，空氣質點受到氣壓梯度力（G）、地轉偏向力（A）和地面摩擦力（R）

27、的共同作用。當三個力達到平衡時，便出現(xiàn)了穩(wěn)定的地面平衡風。,,,,,,摩擦層中風隨高度的變化,,,,四 大氣環(huán)流大氣環(huán)流是指大范圍的大氣運動狀態(tài)。其水平范圍達數(shù)千千米，垂直尺度在10 千米以上，時間尺度在1—2 日以上。大氣環(huán)流反映了大氣運動的基本狀態(tài)，并孕育和制約著較小規(guī)模的氣流運動。它是各種不同尺度的天氣系統(tǒng)發(fā)生、發(fā)展和移動的背景條件。,,（一）太陽輻射作用－－單圈環(huán)流,,,,（二）地球自轉作用,,,（三）地表性質作用,,,,第

28、四節(jié) 濕度、云與降水,,一.濕度的表示方法1.水氣壓,,飽和水汽壓飽和水汽壓與溫度的關系：,,,,2.絕對濕度3.相對濕度4.飽和差5.露點,,,,在靜止大氣中，蒸發(fā)速度僅依賴于分子擴散，此時的水分蒸發(fā)速度W 由下述方程描述,,稱道爾頓定律，它表明蒸發(fā)速度與飽和差（E-e）及分子擴散系數(shù)（A）成正比，而與氣壓（P）成反比。影響蒸發(fā)速度的主要因子有四個：水源、熱源、飽和差、風速與湍流擴散強度。,,（一）水源沒有水源就不

29、可能有蒸發(fā)，因此開曠水域、雪面、冰面或潮濕土壤、植被是蒸發(fā)產生的基本條件。在沙漠中，幾乎沒有蒸發(fā)。,,（二）熱源蒸發(fā)必須消耗熱量，在蒸發(fā)過程中如果沒有熱量供給，蒸發(fā)面就會逐漸冷卻，從而使蒸發(fā)面上的水汽壓降低，于是蒸發(fā)減緩或逐漸停止。因此蒸發(fā)速度在很大程度上決定于熱量的供給。,,,,（三）飽和差（E-e）蒸發(fā)速度與飽和差成正比。嚴格說，此處的E 應由蒸發(fā)面的溫度算出，但通常以一定氣溫下的飽和水汽壓代替。飽和差愈大，蒸發(fā)速度也愈快。,,

30、（四）風速與湍流擴散大氣中的水汽垂直輸送和水平擴散能加快蒸發(fā)速度。無風時，蒸發(fā)面上的水汽單靠分子擴散，水汽壓減小得慢，飽和差小，因而蒸發(fā)緩慢。有風時，湍流加強，蒸發(fā)面上的水汽隨風和湍流迅速散布到廣大的空間，蒸發(fā)面上水汽壓減小，飽和差增大，蒸發(fā)加快。,,二、大氣中水汽凝結的條件,,水汽由氣態(tài)變?yōu)橐簯B(tài)的過程稱為凝結。水汽直接轉變?yōu)楣虘B(tài)的過程稱凝華。大氣中水汽凝結或凝華的一般條件是：一是有凝結核或凝華核的存在。二是大氣中水汽要達到飽和或

31、過飽和狀態(tài)。,,（一）凝結核大氣中能促使水汽凝結的微粒，叫凝結核，其半徑一般為10-7-10-3cm，而且半徑越大，吸濕性越好的核周圍越易產生凝結。,,（二）空氣中水汽的飽和或過飽和,,一是通過蒸發(fā)，增加空氣中的水汽，使水汽壓大于飽和水汽壓。二是通過冷卻作用，減少飽和水汽壓，使其少于當時的實際水汽壓。當然也可是二者的共同作用。,,1.暖水面蒸發(fā)通常情況下，水面蒸發(fā)作用雖然可以增大空氣濕度，但并不能使空氣中的水汽產生凝結。因為靠近水

32、面的空氣接近飽和時，蒸發(fā)即基本停止。然而，當冷空氣流經(jīng)暖水面時，由于水面溫度比氣溫高，暖水面上的飽和水汽壓比空氣的飽和水汽壓大得多，通過蒸發(fā)可使空氣達到過飽和，并產生凝結。秋冬季的早晨，水面上騰起的蒸發(fā)霧就是這樣形成的。,,2.空氣的冷卻（1）絕熱冷卻：指空氣在上升過程中，因體積膨脹對外做功而導致空氣本身的冷卻。隨著高度升高，溫度降低，飽和水汽壓減小，空氣至一定高度就會出現(xiàn)過飽和狀態(tài)。這一方式對于云的形成具有重要作用。,,（2）輻射冷

33、卻：指在晴朗無風的夜間，由于地面的輻射冷卻，導致近地面層空氣的降溫。當空氣中溫度降低到露點溫度以下時，水汽壓就會超過飽和水汽壓產生凝結。輻射霧就是水汽以這種方式凝結形成的。,,（3）平流冷卻：暖濕空氣流經(jīng)冷的下墊面時，將熱量傳遞給冷的地表，造成空氣本身溫度降低。如果暖空氣與冷地面溫度相差較大，暖空氣降溫較多，也可能產生凝結。,,三、云與降水,,（一）云的形成條件和分類大氣的上升運動主要有如下四種方式：1.熱力對流指地表受熱不均和大

34、氣層結不穩(wěn)定引起的對流上升運動。由對流運動所形成的云多屬積狀云。,,2.動力抬升指暖濕氣流受鋒面、輻合氣流的作用所引起的大范圍上升運動。這種運動形成的云主要是層狀云。3.大氣波動指大氣流經(jīng)不平的地面或在逆溫層以下所產生的波狀運動。由大氣波動產生的云主要屬于波狀云。,,4.地形抬升指大氣運行中遇地形阻擋，被迫抬升而產生的上升運動。這種運動形成的云既有積狀云，有波狀云和層狀云，通常稱之為地形云。,,,,,,,,降水,,由于云的溫度、

35、氣流分布等狀況的差異，降水具有不同的形態(tài)——雨、雪、霰、雹。雨：自云體中降落至地面的液體水滴。雪：從混合云中降落到地面的雪花形態(tài)的固體水。,,霰：從云中降落至地面的不透明的球狀晶體，由過冷卻水滴在冰晶周圍凍結而成，直徑2—5mm。雹：是由透明和不透明的冰層相間組成的固體降水，呈球形，常降自積雨云。,,,,人工降水,,在云內人工產生冰晶的方法有二種，一種是在云中投入冷凍劑，如干冰（即固體二氧化碳），在1013hPa 下，其升華溫度

36、為-79℃。將干冰投入過冷卻云中后，在它的周圍薄層內便形成一個冷區(qū)，在此冷區(qū)內，過飽和度很大，因此水汽分子結合物能夠存在和長大。,,另一種方法是引入人工冰核（凝華核或凍結核）。目前人們認為碘化銀是一種非常有效的冷云催化劑。碘化銀具有三種結晶形狀，其中六方晶形與冰晶的結構相似，能起冰核作用，適用于-4—-15℃的冷云催化。每克碘化銀所能產生的冰晶數(shù)視溫度而定，溫度低，有效冰核數(shù)目多，產生的冰晶數(shù)也多。例如當溫度t=-10℃時，一克碘化銀能

37、產生1010—1012 個冰核，當t=-20℃時則能產生1016 個冰核。,§8.3 海洋-大氣相互作用,§8.3.1海洋在氣候系統(tǒng)中的地位一、氣候系統(tǒng)（一）氣候系統(tǒng)的組成,,二、海洋在氣候系統(tǒng)中的地位,海洋在地球氣候的形成和變化中的重要作用已越來越為人們所認識，它是地球氣候系統(tǒng)的最重要的組成部分。80年代的研究結果清楚地表明，海洋-大氣相互作用是氣候變化問題的核心內容，對于幾年到幾十年時間尺度的氣候變化及其預

38、測，只有在充分了解大氣和海洋的耦合作用及其動力學的基礎上才能得到解決。海洋在氣候系統(tǒng)中的重要地位是由海洋自身的性質所決定的。,,地球表面約71%為海洋所覆蓋，全球海洋吸收的太陽輻射量約占進入地球大氣頂?shù)目偺栞椛淞康?0%左右。因此，海洋，尤其是熱帶海洋，是大氣運動的重要能源。海洋有著極大的熱容量，相對大氣運動而言，海洋運動比較穩(wěn)定，運動和變化比較緩慢；海洋是地球大氣系統(tǒng)中CO2的最大的匯。,8.3.2海洋—大氣相互作用的基本特征,一

39、、海洋對大氣的熱力作用一般可以把由海洋向大氣的潛熱和感熱輸送分別寫成,QL=L·CE·（q0-qa）·U （8-14）QS=CH·（to-ta）·U （8-15）,,這里L是蒸發(fā)（凝結）潛熱，q0和qa分別是海表面和大氣中的飽和比濕，U是距海面10m處的風速，T0和Ta分別是海水表面和空氣的溫度，而CE和CH

40、是交換函數(shù)。起初人們將CE和CH作為經(jīng)驗常數(shù)給出例如取CH=0.97×10-3,CE=1.1×10-3。進一步的研究表明，將CE和CH取作常數(shù)往往帶來較大的計算誤差，已有研究表明它們還是離海面10m處風速U10的函數(shù)。,二、大氣對海洋的風應力強迫,τ0=ρCD|V｜V （8-16）其中ρ為空氣密度，CD為拖曳系數(shù)，V是10m高處的風向量。海洋表面典型的拖曳系數(shù)CD=0.0013

41、，這只適應于中性條件。在強風條件下，該值應加以修正。,,圖8-18 （12～2）月和（6～8）月平均的海洋表面風應力（τ0）的分布。（箭頭上的一小橫表示0.05Pa）（據(jù)文獻[1]）,8.3.3ENSO及其對大氣環(huán)流的影響,ENSO是埃爾尼諾（El NiNo）和南方濤動（Southern Oscillation）的合稱。歷史上埃爾尼諾一直是指每年圣誕節(jié)前后（西斑牙語的埃爾尼諾為圣嬰），沿厄瓜多爾和秘魯沿岸，出現(xiàn)一弱的暖洋流，它代替了

42、通常對應的冷水。不過，近年來埃爾尼諾的名稱已傾向于用來指一種更大尺度的海洋異?，F(xiàn)象，它不是每年而是3～7年發(fā)生一次。埃爾尼諾現(xiàn)象發(fā)生時，整個赤道東太平洋表現(xiàn)出振幅達幾攝氏度的增暖。另外，與赤道海表水溫的這種變化相聯(lián)系，海洋和大氣環(huán)流也發(fā)生很大的異常。南方濤動（SO），用以描述熱帶東太平洋地區(qū)與熱帶印度洋地區(qū)氣壓場反相變化的蹺蹺板現(xiàn)象。,,圖8-19 南方濤動指數(shù)（實線）和赤道東太平洋（0°-10°S，180