第6章 海-气相互作用

963 1800 2680 3768 4647 5066 5191 5317 5108 4564 3852 3104 1926 3810
6.2.3 海、陆向大气热量输送的差异
1）全球平均感热输送陆地大于海洋； 2）各纬度海洋潜热大于陆地，全球平均海洋蒸发耗热比陆地 大3倍以上.
6.2.4 海、陆向下热量输送的差异
风生环流及部分热盐环流仅仅发生在海洋 1 － 2000m 左右以上的海 洋上、中层，即海洋斜压层（又称海洋对流层）中， 而海洋深层（即海洋平流层）全部为热盐环流。
大洋环流形成的根本原因：风应力、热通量、淡水通量
海洋表层环流（风生环流）
黑潮（日本暖流）：得名于其较其他正常海水的颜色深，这是由于黑潮内 所含的杂质和营养盐较少，阳光穿透过水的表面后，较少被反射回水面
海气相互作用的基本特征
海气相互作用的基本含义：海洋通过加热影响大气运动，大气运动通过 切应力对海流产生影响，使海水产生风吹流和上翻运动，使海温分布 发生变化，从而影响到加给大气的热量。
研究意义：不仅有助于揭示预报大气和 海洋环境方面的需要了解的一些科学问 题，而且对渔业、航海、海洋资源的开 发利用和随之而起的海洋工程、对全球 气候乃至人类生存环境变化的预测等方 面都有十分重要的实际意义。
海气快速相互作用的区域 示意图
水
全球气候系统的经向环流体系示意图
海洋环流对气候的影响
1）海洋环流的热量输送 • 经向输送：约占总经向输送的33% • 纬向和垂直方向输送 2）海洋环流的水份输送
各大洋间的水份交换(mm/a) P90 表4.5
大洋
大西洋 印度洋 太平洋 北冰洋
降水量
780 1010 1210 240
海洋对大气中的CO2有吸收作用（ CO2的汇），减缓了全球增暖的速率。
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6.2 海、陆物理特性的差异
6.2.1 海、陆面积的差异
1）海洋表面积占地球总面积的70.8% 2）南北半球以及各纬度海陆分布不同
南北半球每5度纬度中海陆面积的百分比
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6.2.2 海、陆表面辐射特性的差异 1）对太阳辐射的反射率，海水表面平均为5-6%，陆面 平均为10-30%，海面辐射差额大于陆面； 2）海水对辐射的透射作用，使海水吸收、储存更多的太 阳辐射。 海洋透射可以到100m，陆面不到1mm
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（2）海洋是大气水分的主要供应地
大气中的水汽主要来自海表蒸发（~86%）
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雪
385 蒸发 裸地
土壤水分(w)
陆地水循环 全球水循环
海洋水循环
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（3）海洋对气候具有重要的调节作用
海洋的热惯性和动力惯性大
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海洋的运动和变化具有明显的 缓慢性以和持续性，这一特性 可以使 1)海洋具有“记忆”能力，通 过海气相互作用将大气变化信 息储存在海洋中，然后再对大 气运动产生作用； 2）海洋的热惯性使海洋状况 具有滞后效应，如海洋气候季 节滞后于陆地1个月左右； 3）通过海气相互作用，平滑 大气高频变化
H c pCDu(Ts Ta )
LE LCDu(qs qa )
降 水
海表盐度分布
亚热带最高，热带次之，极带最低
世界盐度最高海区： 红海（4.1%）
原因：1）地处副热带海区，常年受副高控制，
降水少，蒸发旺盛。 2）周围沙漠广布，几乎无径流注入。
世界盐度最低海区： 波罗的海(<1%）
原因：1）受副极地低气压带和西风影响， 降水较多，纬度高，蒸发弱。 2）周围陆地有大量淡水汇入。
该区海温异常制约着亚太区域乃至全球的气候变化，是大气热量主要供应地。
由于太阳辐射、热量交换、自东向西信风吹送等的作用，大量暖水逐渐积蓄在 暖池区，致使该区海表面温度比东太平洋高出3℃～9℃。
海表 盐度
Annual mean surface salinity (PSS: 1978 Practical Salinity Scale )
海流后向西移动
2） 沿低纬海域由东向西吹的信风使赤道附近的暖水积蓄在太平洋西 侧，通常称为暖池
3） 相随于信风沿赤道吹东风，太平洋东侧下层冷海水涌升到海表面
表层洋流与赤道潜流
翻
秘鲁渔场的成因示意图
暖 池
热带西太平洋是全球海温最高的海域，常年维持着28℃以上的高温，全球大约 90%的暖海水集中在这里，故称西太平洋暖池（Western Pacific Warm Pool）
气候预测能力的提高归根结底取决于 对影响气候变化因子及机理的揭示，对 关键物理过程的认识和高性能气候模式 的发展，而海陆气相互作用是决定短期 气候变化的根本原因。因此，揭示海气 相互作用的物理过程及机理是提高短期 气候预测能力的关键。
海气相互作用在气候系统圈层相互作用的研究 中占有重要地位。 1）大气上界的净辐射通量在低纬地区盈余，在 高纬地区亏损，为保持整个系统的能量平衡， 在低纬和高纬之间需要很强的经向能量输送， 而海洋环流在经向能量输送中发挥重要作用 2）到达地球的辐射有一半被表面蒸发潜能所平 衡，而蒸发过程主要发生在海洋表面。 因此对发生在海气交界面上的物理过程及 其变化的理解水平和模拟能力将直接影响气候 预测的准确程度
6.3.3 海、陆分布对大气水份和降水的影响
1）对空气湿度的影响：海面上的空气湿度大于陆地. 2）对雾的影响：海洋、陆地哪个多平流雾、哪个多辐射雾？
3）对降水的影响 对流雨：陆地上主要出现在夏季午后，海洋上出现在冬季夜间。 地形雨：陆地上 锋面雨与气旋雨：海洋多于陆地
海洋上多发生平流雾，陆地上多发生辐射雾
雾形成的条件一是冷却，二是加湿，三是有凝结核 辐射雾：由辐射冷却形成的，多数出现在晴朗、微风、 近地面水汽比较充沛且比较稳定或有逆温存在的夜间和清晨 平流雾：暖而湿的空气作水平运动，经过寒冷的地面或水面， 空气中的水蒸汽逐渐受冷液化而形成的雾
海、陆对温度和降水等气象要素的影响
6.4 海洋环流
海洋的基本特性 • 海水的温度分布（水平）
1月份
7月份
年平均
Annual cycle of the
SST
• Annual cycle of the Sea Level Height
根据海水垂直分布的特点,可分为三层:由海 面向下数十米左右的表层一般称为混合层, 以下100-1500m的范围叫温跃层,再下就是 底层. 海洋的表层在海气相互作用下,水体性质因 充分混合而均渔场，北美洲的纽芬兰渔场都是寒暖流交汇形成的。
只有南美洲的秘鲁渔场，是由于秘鲁沿海盛行上升补偿流，将深海的营养盐类带到表层， 促使浮游生物大量繁殖生长，为鱼类提供了充足的饵料，因而形成世界级的大渔场。
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温盐环流（热盐环流）
Deep ocean currents
太平洋海温西高东低的原因 ？ 1） 秘鲁寒流沿着大陆两侧北上，其中一部分在赤道附近变成南赤道
1）海水的热容（是空气的3100倍）大于土壤1-2倍；
2）海水有铅直混合作用：涡动、对流和分子垂直运动；
3）海水大规模的水平运动。
6.2.5 海、陆表面的摩擦阻力的差异
海面平滑、粗糙度小、平均风速大于陆面 台风登陆后风速减弱可以看出海、陆地表摩擦的差异
6.3 海、陆分布对气候的影响
6.3.1 海、陆分布对环流的影响
海、陆表面太阳总辐射和净辐射的比较 (MJm-2•年-1 ）
纬度 Q 陆地 R Q 海洋 R
70～60º N 60～50º N 50～40º N 40～30º N 30～20º N 20～10º N 10～0º N 0～10º S 10～20º S 20～30º S 30～40º S 40～50º S 50～60º S 全球
蒸发量
1040 1380 1140 120
大陆边缘地 区的径流
－200 －70 －60 －230
与临近大洋 交换的水量
－60 －300 130 350
3）海洋环流对气温的影响
• 调节了低纬和高纬的温差
大陆和大洋上赤道至北极圈气温差(º C)的比较
经 度 (地区) 1月 7月 平均 0º 大西洋 22 16 19 130º E 欧亚大陆 74 8 41 170º W 太平洋 47 25 36 90º W 北美大陆 58 25 41
等压面（hPa） 海平面 850 700 500 300 200 月 1 7 1 7 1 7 1 7 1 7 1 7 ①亚非大陆 9.2 31.2 5.5 24.0 -1.3 13.9 -16.5 -4.3 -41.8 -28.1 — -46.5 ②太平洋 12.5 24.7 6.5 16.4 -0.3 8.6 -14.5 -6.8 -38.3 -33.0 -51.5 -53.4 ①–② -3.3 6.3 -1.0 7.6 -1.0 5.3 -2.0 2.5 -3.3 4.9 — 7.1
第六章 海-气相互作用
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The climate system



All Earth 71% water 29% land Northern Hemisphere 61% water 39% land Southern Hemisphere 81% water 19% land
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1） 海-气界面能量交换（辐射） 海-气界面辐射平衡方程
R Q(1 ) F
2）海-气界面能量交换（热量） • • 海洋是大气的主要能源供应地，同时潜热大于感热； 冬季海洋向大气的能量输送大于夏季.
R LE H Qw
Qw 为海面与下层海水通过水分子传输的热通量。
3517 4187 5317 6490 7327 7578 6615 6280 6908 8080 6741 5108 3601 5778
921 1340 1884 2428 2680 3098 3308 3308 3140 2972 2596 1842 1465 2093