第九讲中高纬度海气相互作用

和模式评估的初步知识。
海气相互作用研究的三个核心环节
观测 观 测
理 论
模 式
“understanding”则是整个链条的核心环节。模式发展一定要和观测、理 论研究相结合，模式进步的基础在于“understanding”。本课程的侧重点 虽然是“数值模拟”，但也力图将观测和理论结合进来，以期选修本课 程的研究生（无论他们将来从事模式发展还是模式应用）在学习有关入 门知识的同时，也能对以上的道理有所领悟。
这在热带海洋上可能是一个 合理的近似，但对热带外海洋、 尤其是在冬季来说，则未必正 确。
冬季热带外海洋的SST和大尺 度大气环流存在很强的相互关 联。它来自两个方面： 一是热带海洋热状况的变化所 引起的热带和热带外大气的相 互作用，二是热带外大气环流 变化对海洋的影响。
研究表明，热带外地区大气环流异常与海温异常 之间的超前相关，大于它们之间的滞后相关 （Wallace and Jiang, 1987），这就为大气对热 带外海洋的强迫作用可能占主导地位，提供了观 测上的证据。
Cayan D R (1992):
在冬季的热带外大洋上，由于辐射 热通量处于最弱阶段，占支配地位的 是湍流热通量。
30N以北：潜热和感热同等重要； 15-30N：潜热是主要的； 10N 以南的热带海洋：短波辐射和 潜热同等重要。
基本概念：感热、潜热通量
QS c p a wT a c pCT v10 Ta Ts QL LE a wq a LECE v10 qa qs Ts
盐析作用(brine rejection) 海冰的盐度很低，这样在由海水向海冰 的形成过程中，就会大量的盐度释放出来排 入海洋中，造成局地海水密度的增大。这一 过程被称作盐析过程。 因盐析过程造成的对流不稳定，被认为 是南极大陆的罗斯海、威德尔海附近有南极 底层水形成的主要原因。
对于大气和海洋各自的子系统来 说，热带大气和高纬海洋的作用非常 相似，都能够引起其子系统内表层和 深层的强烈混合，且都是由重力不稳 定这一物理机制引起的。
与热带大气和极地海洋的不 稳定形成鲜明对比的是，热带 海洋和极地大气相对稳定。 热带海洋的层结较为稳定， 因为冷水在暖水下面，形成的 海洋层结重力稳定，这一点从 纬圈平均的温度分布上可以清 楚地看到。 极地大气也很稳定，因为暖 气团在冷空气上面，形成的大 气层结同样重力稳定。
暖SST和热带大气决定着中层大 气的状态，与经向环流相联系；
Namias于1953年发表了“30天预报～10a经验总结”一文。系 统地论述了月平均（30天）环流预报的方法。Namias的研究有3 个重要意义： （1）他把长期预报的工具定为30天平均图。这是一个巨大的贡 献，原苏联采用逐日天气图划天气型，未能与气候动力学的研究 结合，早已被淘汰。
（2）指出月平均环流与月平均天气、即月平均气温、月总降水 量等气候要素有密切关系。为用大气环流模式作短期气候预测打 下了基础。
（3）指出月平均环流的发展有一定的规律性。从理论上论证了 气候预测的可能性。 Namias的研究开现代气候预测之先河。尽管当时，他还没有 意识到用大气环流模式作预测。因为那时，数值短期天气预报也 仅处于萌芽时期。
否定之否定：观测事实是认知自然的基石
观 测 理 论 模 式
在许多大气环流模式试验中，常用 海表温度的异常作为外部强迫，去考 察大气对它的响应。 这类试验的一个隐含的假设是，在 海气相互作用过程中，海洋对大气的 强迫是主要的，而大气对海洋的反馈 过程则可以忽略。
在这种情况下，该区域的风速具有正距平（因为冬季 盛行西风或西北风），有利于加强向上的湍流热输送。
湍流热通量异常与近海平面气温本身的异常，在大部分热带外大 洋呈显著正相关； 湍流热通量异常同近海面气温倾向之间，没有明显相关性。 冬季北太平洋的海气相互作用，主要地表现为大气对海洋的强迫 作用。
根据上述讨论证据，在冬季热带 外北太平洋海域，是大气环流的异 常决定了湍流热通量的异常，从而 强烈地影响着海洋的热状况。 在这个意义上，我们可以说大气 对海洋的强迫（而不是相反）在海 气相互作用过程中居于支配地位。
基本原理：
由方程可知，净海表热通量异常直接与表层海温的倾 向变化相联系；
向下的热通量异常与SST倾向异常的显著正相关，实质 反映的是大气对海洋的强迫（向下的热通量增多，SST 呈增暖趋势）。
由感热和潜热的总体公式可知，如果SST异常自身和向 上的感热、潜热异常呈显著正相关（或者说SST异常与 向下的感热、潜热异常呈显著负相关），则实质反映 的是海洋对大气的强迫。
AGCM对印度洋增暖的响应
热带海洋对大气强迫作用
• 热带海温异常的加热作用，能够激发 出强烈的大气环流异常
• 环流异常对海洋具有显著反馈作用
中高纬度的海气相互作用特征如何？
Permanent 温跃层
全球海气相互作用最为强烈的区域
赤道
极地
(After Webster)
对于大气来说，低纬热带地区的对流层高度最高； 对于海洋而言，高纬极地海域的对流深度最厚。
（本讲总结之一）
中高纬度大气对海洋的强 迫作用以及海洋的弱反馈
海气相互作用研究上的一段“公案”
读史明志 以史为鉴
围绕着热带外和热带海温在强迫全球大气中的相对重要 性，学术界曾经广有争议。大尺度海气相互作用研究的先 驱人物，首推Namias和Bjerknes。 前者从中长期预报的角度，强调热带外大洋对大气的作 用（Namias, 1963），后者从全球观点，强调热带大洋的 驱动作用（Bjerknes, 1969）。 目前一般认为，尽管中纬度特定区域的海温在特定的季 节，能够影响到随后的大气变化，但中纬度海温对大气的 强迫作用，即使存在也很弱。与之相反，热带大洋在驱动 全球气候异常中的重要作用，逐渐被学术界所认同。
极地海洋混合层决定着深海水 团的特征，与大洋经圈环流相联 系。
海洋中的深对流只发生少数边缘海
The Labrador Sea Convection Experiment
http://www.ldeo.columbia.edu/~visbeck/labsea/
中高纬度与热带海气相互作用的不同
从对流的角度看，热带大气和极地海洋是不稳 定的，热带海洋和极地大气相对稳定； 热带大气和高纬海洋的作用非常相似，都能够 引起其子系统内表层和深层的强烈混合，且都是 由重力不稳定这一物理机制引起的。 暖SST和热带大气决定着中层大气的状态，与 经向环流相联系；极地海洋混合层决定着深海水 团的特征，与大洋经圈环流相联系。
其中净海表热通量由向下的净短波辐射（S）、净长波辐射（L）、 潜热和感热通量组成：
FA S L Fl Fs
对热带外海洋而言，水平混合和垂直对流所产生的加热作用可忽略 不计，因此，只考虑感热、潜热、水平平流、短波辐射、垂直平流 和长波辐射6个因子的作用
判断局地海气相互作用是海洋强迫大气 还是大气强迫海洋的方法
冬季北太平洋海表热通量异常和海气相互作用
张学洪等，1998，冬季北太平洋海表热通量异常和海气相互作用： 基于一个 全球海气耦合模式长期积分的诊断分析，大气科学，22，511－521.
热带外海洋的相关性高于热带：表明热带外海洋上 潜热和感热异常对SST异常起决定作用
赤道海洋湍流热通量与SST异常呈显著负相关：赤道 上主要是SST异常决定湍流热通量异常
在经向上，海洋和大气剧烈活动区的位置恰好相 反。 在大气中，对流层顶把动力过程缓慢的平流层与 动力过程较快的对流层分隔开来； 在海洋中，温跃层把变化缓慢的深海与变化迅速 的上层海洋分隔开来。 从某种意义上说，对流层之对于大气，和温跃层 之对于海洋，角色非常相似。
气候系统中的经圈环流系统示意图
感热、潜热、水平平流、短波辐射、垂直平流和长波辐射6个因 子的作用？
影响SST异常的各种因子的相对重要性
海气之间的热交换：感热、潜热、短波和长波辐射 海洋动力学过程产生的加热或冷却作用：水平和垂直 平流 对每一因子的异常，定义其对SST倾向异常的归一化协 方差：
大尺度大气环流的型式
以日本以东30-45N之间的正相关区为例，当EOF1表征 的海平面气压场为负异常时，该区域将出现偏北或偏西 北的地转风异常，它将冬季亚洲大陆上的冷干空气带到 海洋上，加大了海气之间的温度和湿度差，使得海洋向 大气输送的感热和潜热通量增加。
基于海气耦合模式的研究也表明，热带外中纬度 地区的海气相互作用，主要表现为大气对海洋的 强迫，特别是在冬季（张学洪等，1998；Zhou et al. 2002）。
Cayan D R (1992)利用COADS资料的分析表明： 海表湍流热通量与 SST 异常有关联。这种关联在不同纬 度和不同季节表现出不同的特征。 热带海洋和部分暖季的热带外海洋，由海洋向大气释放 的潜热和感热通量异常，与 SST 本身的异常出现显著正相 关，意味着潜热和感热异常主要由海洋的热状况异常决定。 在冬季的热带外海洋，向上的感热和潜热通量异常和SST 的时间倾向异（而不是 SST 本身）的异常，存在显著负相 关，最强的负相关出现在两大洋的 20-40N之间副热带大涡 所在区域，表明它们对于SST的变化具有决定作用。
《大洋环流和海气相互作用的数值模拟》
ห้องสมุดไป่ตู้第九讲
中高纬度海气相互作用
周天军
E-mail: zhoutj@lasg.iap.ac.cn
http://web.lasg.ac.cn/staff/ztj/index_c.htm 中国科学院大气物理研究所LASG Dec 15 2006
课程设计思路
利用海洋环流模式和海气耦合模式的 模拟结果，结合观测资料，诠释大洋环流 和海气相互作用的基本概念和动力学理论， 重点分析当代气候数值模拟中几个受关注 程度较大的问题；同时介绍有关模式设计
其中Ta和qa分别是大气的温度和比湿，Ts是海面 温度（SST），qs(Ts)是饱和比湿，cp和LE分别 是大气的定压比热和凝结潜热。CT ~1.0×10-3称 为Stantan数， CE~1.2×10-3称为Dalton数。
表层海温的控制方程
右端各项顺序为：净的海表热通量、水平平流、垂直平流、垂直混 合、水平混合和对流。
本讲所关心的海气相互作用区域
???
本讲关注的科学问题
1.中高纬度与热带海气相互作用的不同
2.中高纬度大气对海洋的强迫作用以及海 洋的弱反馈 3.热带海洋影响热带外海洋变化的“大气 桥梁” 4. 亚澳季风区的海气相互作用
中高纬度与热带海气相互 作用的不同
热带海洋对大气的强迫作用
Gill A.E. （1980）
大气
热带加热 极地冷却
大洋热盐环流
海洋
全球海气相互作用最为剧烈的区域
(After Webster)
大气中的经圈环流
大气对流层顶的高度，在低纬约为 15～ 17km，在 高纬则小于10km。 与大气相反，海洋温跃层的厚度，在高纬深，在低 纬浅（高纬度海域的温跃层有可能季节性地消失，在 深水形成区的情形更为复杂）。 在热带海洋，温跃层可大致视为快、慢过程的分界 线。 在高纬海域，该分界线变得非常深，风生流受温跃 层的影响较小，能够向下扩展到大洋深处，例如南极 绕极环流（ACC）就可以达到大洋深处。 在高纬海域，受辐射冷却和盐析作用共同影响，表 层海水密度增大，导致海水强对流的发生，或者说海 水发生剧烈下沉。
热带海洋对大气强迫作用的经典文献
1. Gill, A.E., 1980: Some simple solutions for heatinduced tropical circulation. Quart. J. Roy. Met. Soc., 106, 447-462.
2. Lindzen, R.S., and S. Nigam, 1987: On the role of sea surface temperature gradients in forcing low level winds and convergence in the trop-ics. J. Atmos. Sci., 44, 2440-2458.