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下图是我国某地区太阳年辐射总量分布图。读图完成下列各题。小题1:若图中等值线等差值为300,则图中AB两地太阳年辐射总量差值最可能是(单位：KW.h/m2)A．A地比B地大1000B．A地比B地大500C．A地比B地小500D．A地比B地小1000小题2: A地区与图中同纬度其它地区太阳能资源差异的主要原因是A．位于迎风坡，阴雨天气多B．海拔高，正午太阳高度大C．位于背风坡河谷地带，晴天多D．地势低，正午太阳高度小
题型：单选题难度：偏易来源：不详
小题1:A小题2:C 试题分析：小题1:根据我国太阳能的分布规律分析，A地太阳年辐射总量应该比B地高（青藏高原地区最高）；AB之间相隔三条等值线，其差值应在两到四个等差值之间，即600～1200，所以AB两地太阳年辐射总量差值最可能是A地比B地大1000。故选A。小题2:影响太阳能的主要因素有：正午太阳高度、昼夜长短、大气透明度、海拔高度等。阴雨天气多太阳能应该低，A错；与图中同纬度其它地区比，正午太阳高度应该相同，BD错；A地区与图中同纬度其它地区太阳能资源丰富的主要原因是可能是位于背风坡河谷地带，晴天多。故选C。
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据魔方格专家权威分析，试题“下图是我国某地区太阳年辐射总量分布图。读图完成下列各题。小题..”主要考查你对&&等值线地图的判读及综合应用&&等考点的理解。关于这些考点的“档案”如下：
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等值线地图的判读及综合应用
等值线地图：以一组相等数值的连线表示制图对象数量、特征的地图。简称等值线图。如年平均气温图、年降水量图。它是专题地图的重要图型，最先用于描述地形。常见的有表现地势起伏和地貌结构的等高线图与等深线图；表现气温、水温、地温变化的等温线图；表现大气降水量变化的等降水量线图；表现地磁、地震变化的等磁偏线图、等磁力线图、等震线图。另外，还有等压线、等风速线、等日照线、等云量线、等湿度线、等密度线、等透明度线、等盐分含量线、等时线等图。通常等值线所代表的数值为整数。 等值线（面）类型与影响分布的因素：
等值线（面）类型
影响分布的因素
地质作用（内力、外力）
地质作用（内力、外力）
纬度、海陆、地形、洋流、大气环流等
等降水量线
纬度、海陆、地形、洋流、大气环流等
等太阳辐射量线
纬度、太阳高度、海拔高度、云雾量等
热力作用（气温）、动力作用
海拔高度、热力作用（气温）、动力作用
蒸发量、降水量、洋流、径流等等值线（面）图判读的一般规律：（1）读数据（注意等值距）? ①读等值线（面）上的点规律一：一般，在同一幅等值线图中，相邻两条等值线的差值相同或者为零。? ②读等值线之间或闭合等值线内的点? 规律二：一般，等值线两侧的数值不同。? （2）比大小：根据地理要素的分布规律判读等值线（面）的大小。 （3）看疏密（比较值差）? 规律三：同一幅等值线图上，等值线越密，说明该地理要素的地区分布差异越大。 （4）析弯曲（判断地理要素的影响因素）? 规律四：等值线向数值大方向弯曲的地方数值小，向数值小方向弯曲的地方数值大。?&& 规律五：等值线的弯曲反映了地理要素的分布受到某些因素的影响。等值线的弯曲程度反映了弯曲处数值与平直处数值的差别程度。? （5）判方向：主要是在等高（深）线上判断坡向，在等压线上判断风向。? 规律六：坡向由高处指向低处，垂直于等高线。近地面风向由高压指向低压，与等压线斜交，北半球向右偏，南半球向左偏。 等高线图的判读：一、等高线图上基本地形的判读：
注： ①陡崖高度计算方法：（x-1）d≤ΔH&（x+1）d （d为相邻两条等高线的差即等高距，X为重叠的等高线条数） ②等高线与五种地形的关系： 海拔200米以下，等高线稀疏，广阔平坦—为平原地形； 海拔500米以下，相对高度小于100米，等高线稀疏，弯折部分较和缓—为丘陵地形； 海拔500米以上，相对高度大于100米，等高线密集，河谷转折呈V字形—为山地地形； 海拔高度大，相对高度小，等高线在边缘十分密集，而顶部明显稀疏—为高原地形。
二、等高线地形图的综合判读和运用：（1）等高线图的特点及判读①等高线图上高、低区域的判读方法a垂线法在等值线图上弯曲最大处两侧作等值线的垂线，方向是从高值指向低值，若箭头向中心辐合，则为低值区；若箭头向外围辐散，则为高值区。在等高线图上，辐合是山谷（集水线），辐散是山脊（分水线）。若为等压线，辐合是低压槽，辐散是高压脊。
b切线法切线法是指在等值线弯曲最大处作某条等值线的切线，比较切点与切线上其他点（该切线与其他等值线的交点）的数值大小。若切点数值小于其他点的数值，则为低值区（山谷）；若切点数值大于其他点的数值，则为高值区（山脊）。
c口诀法等值线向高值方向凸出为低值区，等值线向低值方向凸出为高值区。可编口诀“凸高为低，凸低为高”“槽线对山谷、脊线对山脊”等等。（大山谷、小山脊）
②闭合等高线图的判读a剖面线法相邻的两条等值线之间的闭合等值线，其内部数值可以通过类似作“地形剖面图”的方法，看数值曲线变化趋势来判断其数值范围。
b口诀法相邻的两条等值线之间的闭合等值线，若其值与低值相同，则线内数值比低值低;若其值与高值相同，则线内数值比高值高.即“大于大的，小于小的”（若为等高线，大值对山地，小值对盆地；若为等温线，小值对山地，大值对盆地）。
（3）等高线图的实际运用：①与气候结合：A、海拔高的地区应考虑气温的垂直递减。0.60°C/100mB、山区应考虑迎风坡和背风坡。（降水量的差异）C、盆地不易散热，又容易引起冷空气的滞留等。②与河流水文结合：A、由山谷的分布，判断河流的位置及流向。B、水库坝址的选择：一般选在峡谷处，且考虑水库库址应选在河谷、山谷地区“口袋形”洼地处（水平距离窄，垂直落差大）；峡谷上游要有蓄水库区。坝址位置须岩石结构紧密，不易被侵蚀，如花岗岩。③与地区规划结合：A、铁路、公路选线：一般尽量选在缓坡，避开陡崖、滑坡，通往山顶的公路，往往需建盘山路。翻山时应选择缓坡，并通过鞍部。B、港口应考虑：避风的海湾，避开含沙量大的河流（以免引起航道淤塞）；浴场多选择在海滨缓坡沙岸。C、农业区划：根据等高线反映出来的地形类型，地势起伏、坡度陡缓、水源条件等，因地制宜进行农业生产区划。一般平原多为耕作业，山坡草地多发展畜牧业，山地多发展林业。D、工厂厂址选择：除交通、资源、技术等因素外，往往也要考虑地形、地质情况。生产高、精、尖等电子产品的工厂一般选在环境优美、交通便利的地方。E、建疗养院：一般选在城郊山地向阳坡，清静，空气新鲜，森林覆盖率高的地方。 等温线的判读：目标：根据等温线的疏密、弯曲情况来判断气温的变化；根据气温分布的特点来分析影响的因素。一、判读规律：①等温线数值：（气温无论一月，还是七月，都是由低纬向两极递减。）数值自南向北递增——北半球；数值自北向南递增——南半球。②等温线疏密：等温线密集——气温差异大；等温线稀疏——气温差异大。二、等温线的弯曲分布规律：等温线向高纬突出——表明气温比同纬高等温线向低纬突出——表明气温比同纬低（“高高低低”规律）等温线平直——下垫面性质单一。（如南半球40°---60°处的等温线较平直，说明海洋面积大，性质均一。）思考：哪些因素影响等温线的弯曲分布？（冬夏季节、海陆状况、地势高低、寒暖流）见下表：
等压线图的判读（同一海拔高度民主上气压水平分布情况）：目标：①根据等压线的排列和数值——气压场类型高压、低压、高压脊、低压槽、鞍部）②判断风向③分析天气变化判读规律：①等压线的排列和数值：低压中心——类似于等高线图中的盆地（中心为上升气流）高压中心——类似于等高线图中的山顶（中心为下沉气流）高压脊——类似于等高线图中的山脊（脊线）低压槽——类似于等高线图中的山谷（槽线）②等压线的疏密程度：（决定风力大小）等压线的密集——气压梯度力大——风力大等压线的稀疏——气压梯度力小——风力小③在等压线图上判定风向（任意点）和天气形势：判定风向规律：先明确高低气压；其次确定气压梯度力的方向；最后根据南、北半球画出偏向风。天气：是指大气短时间内的物质状态，包括气温高低、湿度大小、风向、气压等指标。A、由高纬吹向低纬的风------寒冷干燥B、由低纬吹向高纬的风------温暖湿润C、低气压过境时，多阴雨天气；高气压过境时，多晴朗天气等降水量线图的判读：把图上年平均降水量相等的各点连成光滑的曲线。说明年降水量的分布情况等降水量线基本与海岸线平行，且能显著的反映经度地带性规律。例如：我国年降水量分布图（见初中地理第三册），根据图中的等降水量线分布情况，可看出我国年降水量的分布特点。由东南沿海向西北内陆逐步减少。海洋表面平均等盐度线图的判读：（1）世界海洋表面盐度的分布规律：由副热带海区分别向两侧的低纬和高纬递减。（2）等盐度线的弯曲分布——暖流、寒流的影响。暖流经过——盐度增大——等盐度线向高纬凸出。寒流经过——盐度减小——等盐度线向低纬凸出。 海洋表面平均等盐度线图的判读——（1）世界海洋表面盐度的分布规律：由副热带海区分别向两侧的低纬和高纬递减。（2）等盐度线的弯曲分布--暖流、寒流的影响。暖流经过--盐度增大--等盐度线向高纬凸出。寒流经过--盐度减小--等盐度线向低纬凸出。等潜水位线的判读：类似于等高线，潜水面相等的点连成线。潜水位高低和地形起伏相一致。潜水流动方向垂直于等潜水位线，由高水位流向低水位。等潜水位线与河流、湖泊相交时，其数值等同于河面、湖面的海拔。潜水等水位线图就是潜水面等高线图。它是根据潜水面上各点的水位标高绘制成的；一般绘在等高线地形图上。绘制的方法与绘制地形等高线的方法类似。等潜水位线（潜水面的等高线）：（1）判断地势的高低潜水位的高低起伏与地表地势的高低起伏基本一致，但潜水位要平缓得多。（2）判断潜水的流向垂直等潜水位线，由高水位流向低水位。（3）判断河流的流向河流的流向与等潜水位线的递减方向一致。（4）判断潜水的流速等潜水位线越密集，潜水流速越快；等潜水位线越稀疏，潜水流速越慢。（5）计算潜水的埋藏深度一地的潜水埋藏深度（潜水面到地表的距离）等于该地的等高线和等潜水位线的交点的数值差。（6）判断潜水与河水的补给关系方法1：首先，作出河流两岸的潜水流向；然后，依据潜水的流向进行判断。若潜水的流向向河流汇合，则潜水补给河水;若潜水的流向向河流分开，则河水补给潜水&
方法2：依据等潜水位线的凹凸关系判断河流流经处，若等潜水位线是高处凸向低处，则河水补给潜水河流流经处，若等潜水位线是低处凸向高处，则潜水补给河水方法3：做垂直于河流的辅助线与等潜水线相交，比较同一水平线上地下水和河水水位的高低来确定补给关系若潜水位高则潜水补给河水，反之则河水补给潜水。
（7）合理布置取水井和排水沟为了最大限度地使潜水流入水井和排水沟，当等潜水位线凹凸不平、疏密不均，取水井（或排水沟）应布置在潜水汇流处；当等潜水位线由密变疏时，取水井（或排水沟）应布置在由密变疏的交界处，并与等潜水位线平行。（8）等潜水位线有关问题
（9）水井的位置：地下水汇集（潜水位线类似于山谷处）埋藏深度小处（10）排水沟的问题：一般这类题所说的排水沟是指能将坡面上的地下水迅速排出，以免引起滑坡或大堤跨塌，所以与等潜水位线平行，有利于地下水流走。等值线地图的应用:1.判断水系特征、水文特征:(1)水系特征：山地常形成放射状水系；盆地常形成向心状水系；山脊常形成分水岭(山脊处等高线弯曲最大处的连线称分水线)；山谷常有河流发育，等高线穿越河谷时向上游弯曲，即河流流向与等高线凸出方向相反。(2)水文特征：等高线密集的河谷，河流流速大，陡崖处有时形成瀑布；河流的流量还与流域面积(集水区域面积)和所处迎风坡、背风坡有关；河流流出山口常形成冲积扇。2．帮助人们在工农业生产活动中进行正确的区位选择:(1)确定水库库址与大坝坝址水库库区宜选择在河谷、山谷地区或选在口袋形的洼地、小盆地，这些地区库容大，有较大的集水面积(如上图中甲处)。水库坝址则应选在河谷、山谷地区的最窄处或口袋形的洼地、小盆地的袋口处(如上图中乙处)，确定坝高时应依据出口处等高线的高程(如上图中应选择200米高程)，坝长可依据比例尺计算得出。(2)确定交通线路一般交通建设的线路选择要求坡度平缓、线路较短，尽量少占农田、少建桥梁，避开断崖、陡坡等，如下图所示：从A处修铁路到C处，经过B处坡度较缓，施工较易；而经过D处则坡度较陡，施工不易，增加建设费用，故应选择图中的虚线线路。(3)指导农业生产布局根据等高线地形图反映出来的地貌类型、地势起伏、坡度陡缓，结合气候和水源条件，因地制宜地提出农林牧副渔业布局方案。例如，平原宜发展种植业，山区宜发展林业、牧业。(4)影响工业区、居民区选址工业区宜建在地形平坦开阔的地区，最好是交通便利，水源充足，接近资源；居民区最好建在依山傍水、地势开阔的向阳地带，并且要交通便利，远离污染。
3．有关问题的计算: (1)计算两地间的相对高度从等高线上读出任意两点的海拔高度，就可以计算这两点的相对高度：H相＝H高－H低。 (2)计算两地间的气温差已知某地的气温和两地间的相对高度，根据气温垂直递减率(0.6℃/100m)可以计算两地间的气温差异：T差＝0.6/100?H相(℃)。(3)估算某地形区的相对高度在等高线地形图上，若某地形区最下部等高线的注记高程为H低，最上部等高线的注记高程为H高，该图的等高距为d，则该地形区的相对高度为：H高－H低≤H相 等高线图的判读及应用：
等高线地形图的综合判读和运用： 规律总结：等高线的判读注意“五读” :(1)延伸方向——等高线延伸方向为地形走向，与等高线垂直方向为坡度最陡方向，是水流方向。 (2)疏密程度——密陡疏缓。等高线稀疏表示坡度缓，等高线密集表示坡度陡。 (3)极值——某区域海拔最大或最小情况，显示该区域地势起伏大小。 (4)弯曲状况——等高线向地势低的方向凸，则为山脊；相反则为山谷。 (5)闭合等高线——高度不在正常范围内，其特点是“大于大的”或“小于小的”。
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18490794542233417224428101839192142海洋科学导论
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/ 海洋科学导论　
7.6.3 中国的风暴潮　　中国沿岸常有台风或寒潮大风的袭击，是一个风暴潮危害严重的国家。 据统计，渤海湾至莱州湾沿岸，江苏小羊口至浙江北部海门港及浙江省温州、 台州地区，福建省宁德地区至闽江口附近，广东省汕头地区至珠江口，雷州 半岛东岸和海南岛东北部等岸段是风暴潮的多发区。中国有验潮记录以来的 最高风暴潮记录是 5.94m，名列世界第三位，是由 8007 号台风(Joe)在南渡 引起的。　　中国风暴潮一般具有以下特点：(1)一年四季均有发生。夏季和秋季，台 风常袭击沿海而引起台风潮(Typhoonsurge)，但其多发区和严重区集中在东 南沿海和华南沿海。冬季，寒潮大风、春秋季的冷空气与气旋配合的大风及 气旋影响，也常在北部海区，尤其是渤海湾和莱州湾产生强大的风暴潮。(2)　　发生的次数较多。(3)风暴潮位的高度较大。(4)风暴潮的规律比较复杂，特 别是在潮差大的浅水区，天文潮与风暴潮具有较明显的非线性耦合效应，致 使风暴潮的规律更为复杂。　　风暴潮淹没农田，冲垮盐场，摧毁码头，破坏沿岸的国防和工程设施， 也是开发浅海油田时难防的大患。总之，给国防、工农业生产和国民经济都 会带来巨大损失。特别在解放前，沿海受灾地区的人民更是家破人亡，颠沛 流离，惨不忍睹。无疑，如能及时准确地预报，将会把伤亡和损失减少到最 低程度。因此，风暴潮的发生、发展和衰亡等物理机制的研究，特别是风暴 潮预报方法的探讨，确实具有迫切的现实意义。7.6.4 预报风暴潮预报，一般可分为两大类：其一为“经验统计预报”；另一为“动力-数值预报”——我们分别简称为“经验预报”和“数值预报”。 经验统计预报主要用回归分析和统计相关来建立指标站的风和气压与特定港口风暴潮位之间的经验预报方程或相关图表。其优点是简单、便利、易 于学习和掌握，且对于某些单站预报能有较高精度。但它必须依赖于这个特 定港口的充分长时间的验潮资料和有关气象站的风和气压的历史资料，以便 用以回归出一个在统计学意义上的稳定的预报方程。对于那些没有足够长资 料的沿海地域，由于子样较短，得出的经验预报方程可能是不稳定的。对于 那些缺乏历史资料的风暴潮灾的沿岸地区，这种经验统计预报方法根本无法 使用。再者，巨大的、危险性的风暴潮，相对来说总是稀少的。因而，用历 史上风暴潮的资料作子样回归出的预报方程，一般会具有这样一种统计特 性：它预报中型风暴潮精度较高，而用以预报最具有实际意义的、最危险的 大型风暴潮，预报的极值通常比实际产生的风暴潮极值要偏低。另外，经验 方法制订的预报公式或相关图表只能用于这个特定港口，不能用于其他港 口。这些缺点在风暴潮数值预报中都能得以避免。所谓“风暴潮数值预报”，系指“数值天气预报和‘风暴潮数值计算’二者组成的统一整体”。数值天气预报给出风暴潮数值计算时所需要的海上 风场和气压场——所谓大气强迫力的预报；风暴潮数值计算是在给定的海上 风场和气压场强迫力的作用下、在适当的边界条件和初始条件下用数值求解 风暴潮的基本方程组，从而给出风暴潮位和风暴潮流的时空分布，其中包括 了特别具有实际预报意义的岸边风暴潮位的分布和随时间变化的风暴潮位过 程曲线。无疑，这种更客观、更有效的理论预报方法是风暴潮预报当前和今 后发展的主要方向。　　风暴潮灾的严重情况已引起了世界上许多沿海国家和科研机构的重视。 目前，国外开展风暴潮观测、研究和预报工作的国家计有美、英、德、法、 荷兰、比利时、俄罗斯、日本、泰国和菲律宾等。中国在这方面的工作开始 得较晚，除六十年代的一些个别的研究以外，只是在进入了七十年代以后才 较全面地开展了风暴潮机制和预报的研究工作。国家“七五”、“八五”期 间均立项进行风暴潮数值预报产品的研究，取得了较先进的研究成果，并已 逐渐把数值预报产品应用于进行风暴潮位的业务预报。风暴潮的监测和通讯 系统也已在全国范围内建立，以经验-统计预报方法结合动力-数值预报，将 使中国风暴潮的业务预报工作日臻完善。　　练习题与思考题1.什么叫潮汐现象？2.简述地球、月球、太阳的运动。3.什么叫平太阳日和平太阴日？4.什么叫做引潮力？引潮力的分布有什么特征？5.试述潮汐静力理论的基本思想。6.用八分算潮法列出农历二十二日厦门和大连的高、低潮时。　　7.已知某港每当月中天时出现低潮，请列出该港农历初八的各次高、低 潮时。　　8.某年学生到某一正规半日潮海湾实习，初到之日(农历四月初五)观测 得知该海湾 18 时 26 分为高潮时，请计算出第二天和农历二十日该海湾的高、 低潮时。　　9.设潮波自台湾海峡北部传入海峡，那么，平潭高潮后隔多长时间厦门 发生高潮？10.试述潮汐动力理论的基本思想。　　11.设厦门是长度为 30km 的等深窄海湾，水深 h=20m，该湾的潮汐类型 为正规半日潮，湾顶潮差为 6m，问湾口最大潮流流速及潮差为多大？12.简述窄长半封闭海湾中潮差分布的一般规律。13.如何由验潮曲线中获得风暴潮曲线？这样获得的曲线还有何问题？14.试评述风暴潮预报的分类及其优缺点。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(H2O)、二氧化碳(CO2)、 臭氧(O3)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％，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 10～40km 高度处，近地面含量很少，极大值在 20～25km附近。臭氧在大气中的比例虽然极小，但因它具有强烈吸收太阳紫外辐射 0.2 μm～0.3μm 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。二、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(图 8-1)(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～-70℃左右，再往上，温度的降低趋缓慢或向上稍有增加，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 15～20km 高，极地和温带约 8～12km。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 0℃左右；大约在 50km 的高度上最高温度可达 7℃，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 80～85km 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， 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 0.17μm 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，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“℃”；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状态和风场结构是十分重要的。图 8—2(a)、(b)是 1 月和 7 月平均地面温度分布，显示一年中最冷月和最热月的气 温分布。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。　　由图可见，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)和全年中的南极洲。(二)气压　　1.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1hPa=1000dyn·cm-2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 0℃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。在标准情况下，
1mmHg=1.33hPa (8-2) 由此得到 mmHg 与 hPa 间的换算关系41mmHg = 1.33hPa≈hPa31hPa = 0.75mmHg≈ 3 mmHg (8 - 3)41hPa 近似地相当于 1cm 静压水位。地面气压值在 980hPa～1040hPa 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。图 8—3 是一张示意图。 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。2.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。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(图 8-4)，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为mg = ρgdz，而其顶部和底部受到的压力差为 - ?p dz，二者平衡则有?zg ? ?1 ?p? ?z(8－4)(8—4)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dp= -?g (8 - 5)dz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。　　3.重力位势天气分析中，通常在等压面上分析高度场，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1 zH = ggdz00(8 - 6)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。(三)湿度 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，由于测量方法和实际应用不同，采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，基本上均以相 对于纯水的平面上蒸发和凝结的量为标准。　　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　　at( )E ? E 0 10
b ? t(8 - 7)E0 是 0℃的饱和水汽压 6.11hPa，t 是摄氏温度，α和 b 为常数。对水面：α=7.5，b=237.3 对冰面：α=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-12℃时最大。不同温度下水面和冰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 E 之比，称 相对湿度，用百分数表示。其表示式为ef = ×100％E(8 - 8)　　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，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。 (四)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。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 m·s-1 或 km·h-1。目前国际上通用蒲福风 力等级表。8.1.2 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(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 8—1 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(τ)。表 8-1 大气运动分类及特征量系统量特征量L/m H/m U/(m · s-1) W/(m · s-1) τ/s大尺度系统 106 104 101 10-2 105中尺度系统 105
105 小尺度系统 104 102 ～ 104 101 ～ 102
104 微尺度系统 103
103 100 ～ 101 10-1 ～ 100 102 ～ 104必须指出，在旋转地球上，大气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 1～1.5km 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(图 8-5)。地转平衡的矢量数学表达式为10 = fVg ×k - ? ?P(8 - 9)式中f = 2ωsin?为柯氏参数，ω为地球自转角速度，?为地理纬度，Vg 为地转风。(8-9)式写成分量形式为1 ?p0 ? ? ? fv? ?x g1 ?p0 ? ? ? fu? ?y g(8 - 10)(8 - 11)于是地转风的 ug、vg 分量可以写成1
? ?(8 - 12)g ?f
?(8 - 13)g ?f ?x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(图 8-5)；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，于是便会出现非平 衡运动。8.1.3 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图 8-6 是北半球冬季(a)和夏季(b)1000hPa 高度场上的扰动(Z1000-SA1000), 实际上也等效于天气分析上中常用的海平面气压场。其中ZSA(=113gpm)是由 NMC 标准大气所得到的 1000hPa 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) ×0.121+hPa 的等压线，而-40gpm 的等高线则相当于(-40+113)×0.121+hPa 的等压线。注意，1gpm≈1m。　　由图 8-6(a)，(b)对比可见，南、北半球的副热带地区(30°N 和 30°S 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。　　由图可见，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(△z1000≤80gpm)，而西伯利亚地区大于 25hPa(即△z1000≤20Ogpm)。　　事实上，地面风(图 8-6)大致平行于等压线，并且高压在北半球位于风 前进方向的右侧；在南半球则位于其左侧。大尺度运动有自副热带高压和极 地辐散、向赤道地区和 60°N 附近的低压带辐合的分量，这种流入低压、流 出高压的非地转效应是由于地面边界层中摩擦和小尺度湍流作用所致。风向 与等压线间的夹角就反映了气压梯度力、摩擦力和科氏力间的近似平衡。二、200hPa 位势高度场及风场在地球上不同的地点和不同的季节，大气风场变化很大。地面风场已在图 8-6 中给出。观测到的 200hPa 风场和位势高度场如图 8-7。这一高度通常 是对流层急流最大风速所在之处。图中箭头代表风场。由图可见，箭头基本 上平行于等高线，这表明大气运动处于近似地转平衡。在南、北半球均有宽 广的纬向流，其上叠加有大尺度扰动，亦即行星尺度静止波，这一环流主要 是自西向东，并且在南半球更为强大和更趋于纬向方向。在赤道地区，大气 风场弱于中、高纬度。图 8-7(a)，(b)是冬季和夏季 200hPa 风场和高度场的情况。由图中可以看出，急流在冬季明显加强。北半球夏季，亚洲南部有一个闭合环流。此时， 急流已北移，如所预料的那样，定常波在北半球更显著一些，并在冬季达到 最强。在北半球，定常波常表现为波数为 2 的波状分布，两个槽分别位于美 洲和亚洲大陆的东面，二个脊分别位于欧洲和北美的西面。这些定常波的位 相和振幅十分强烈地取决于地面处的强迫。因此，它们也与季节的变化有关。 例如随着季节变化，槽脊有显著的东西方向移动。比较 200hPa 高度分布和1000hPa 高度分布(图 8-6)，可知对流层中的高纬度槽脊随高度增加有显著西 倾现象。这一倾斜是与地面低压上游的冷平流和地面高压上游的暖平流相连 的。纬向风在南半球的分布比北半球均匀，这与南半球地面较为均匀的特征有关。北半球亚洲东部和美洲东部存在强劲的急流。西风带有明显的季节性 移动，它向夏半球的极地移动约 10 个纬度。在冬半球由于极地与赤道间温度 梯度增大，西风强度也达最大。纬向风速的最大季节差异位于南、北半球纬 度的 30°附近。三、平均大气环流的铅直结构 温压场的结构和地转风关系，决定了地球大气纬向风结构。根据观测资料，得到纬向风时间平均的铅直和经向分布。　　观测结果表明，在北半球沿经圈有三个闭合环流圈，在热带和极地各有 一个直接环流圈，即空气自较暖处上升，在对流层上部向较冷处流去，然后 下沉，而在对流层低层空气由冷处流向暖处，构成一个闭合系统。在热带的 称哈得莱(Hadley)环流。在极地的环流称极地环流。在两个直接环流之间的 中高纬地区则存在一个与直接环流相反的闭合环流圈，称之为间接环流圈。 该环流圈的特点是在暖处下沉，冷处上升，是一个较弱的环流圈。这个间接 环流圈亦称费雷尔(Ferrel)环流。图 8-8 是一个综合的理想化的经圈三圈环 流模式，这是一种气候平均模式。　　与三圈环流对应的地面气流，在低纬度和极地附近大致是东风带，而在 中纬度是西风带。高空气流在中高纬度地区基本上都是西风，与地面风带不 同，主要系统丧失了经向风分量变成真正的西风。在赤道上空是东风控制。8.1.4 季风　　季风是大范围盛行风向随季节有显著变化的风系。主要是由于海陆温度 对比的季节性变化和地球上行星风系的季节性南北移动所致。因此，考虑到 季风的成因，季风的定义不应只着重于盛行风向和风速，季风应当是两种不 同性质气流的交替，它具有以下特点：(1)盛行风向随着季节的变化而有很大的不同，甚至接近于相反方向；　　(2)两种季节(冬季风和夏季风)各有不同的源地，因而其气团性质有着本 质的差异；(3)能够给天气现象造成明显不同的各种季节，例如雨季和旱季、冬夏明显对比等。 全球有三个季风区，一是印度季风区，二是东亚季风区，三是西非季风区(图 8-9 阴影部分)。 东亚—南亚是世界最著名的季风气候区，这里冬季盛行东北气流(华北—东北为西北气流)，天气寒冷、干燥、少雨；夏季盛行西南气流(中国东部至 日本盛行东南气流)，天气炎热、湿润、多雨。　　季风的形成和维持是一个复杂的过程，受各种因素的影响，这些因素主 要有：　　(1)海陆影响古典季风的定义，即认为季风是海陆冷热源的直接热力环 流。冬季大陆为高压冷源，海洋为低压热源，地面盛行风从大陆吹向海洋； 夏季太阳加热作用使地面变暖，大陆为低压热源，海洋温度较低，风从海洋 吹向陆地。海陆热机造成的风向变化反映了季风的本质，因而可以认为海陆　　热机是季风的主要成因。但若只考虑海陆热力差异是季风的唯一成因，那么 所有海边都该有季风，而且高纬季风要比低纬季风显著得多，因为高纬温度 年较差要大得多。但实际情况正相反，最显著的季风气候出现在亚洲—非洲 的低纬地区。因此，季风不可能单纯由海陆差异来解释。　　(2)行星环流影响在表面均匀的地球上，行星风带基本上是纬线方向的。 冬夏之间，这些行星风带有显著的经线方向位移，强度也有很大变化，在二 支行星风带交替地区，随着行星环流的季节性转移，盛行风向往往近于相反。 有人把这种现象称为行星季风。这种现象以低纬度地区(30°N～30°S)最为 显著。正好在东非经南亚到东亚一带，海陆热机和行星环流季节变化共同作 用，造就了最显著的季风气候区。　　相反，在高纬度，由于夏季极冰冷源的作用(极区地面温度不易超过融冰 的温度)，反而削弱了高纬海陆冷热源的热力环流，致使高纬度上难以形成季 风环流。　　(3)青藏高原大地形影响与海陆之间的热力差异相类似，巨大而高耸的青 藏高原与周围自由大气间同样存在着季节性热力差异，也就必然会产生类似 季风的现象。在冬季，青藏高原是个冷源，高原低层形成冷高压，盛行反气 旋环流，在东—南侧盛行北—东北风，这与东亚冬季风一致，增强了冬季风 环流；在夏季，高原是个热源，低层形成强大的热低压，盛行气旋式环流。 它与我国东部西北太平洋副热带高压相配合，不仅使其东侧的西南季风增 厚，而且使夏季西南季风更加深入到华北以至东北地区。夏季高原的巨大热 源还有助于南亚高压和高层东风急流的形成及维持，这与印度西南季风的爆 发性发展是有直接关系的。除海陆分布影响行星风带的冷暖季节变化以及大地形影响外，南北半球气流间的相互作用等，也直接影响季风的形成及维持。 季风环流是大气环流中的重要成员之一，因此与东、西风带，西风急流，经圈环流，大型涡旋等构成大气环流的统一体，它们之间相互制约，相互影响，构成了变化多端的大气运动的图象。§8.2 海洋上的天气系统8.2.1 锋面与温带气旋　　中纬度地区属西风带，西风带的扰动如高空槽、脊、气旋、反气旋等都 是中纬地区天气舞台上的主要角色，是典型的温带天气系统。这些系统既可 发生在陆上，也可以发生在海洋上。一、锋面 长期的大范围的天气观测发现，在地球大气的低层存在着物理属性(例如温度、湿度、稳定度等)相对比较均匀的大规模的空气集团，其水平尺度数千 千米，铅直尺度可达对流层顶，这种大规模的空气集团称之为气团。一个气 团内部由于物理属性相近，其天气现象也大体一致。　　依据温度的不同，可将气团分为冷气团和暖气团。性质不同的两种气团 之间有一狭窄的过渡区域称为锋区。由于锋区的宽度比长度小得多，故可看 作一个面，即称为锋面，锋面与地面的交线称为锋。锋面是一个倾斜的曲面， 其坡度约为 1/50～1/100。被冷气团推动移向暖气团的锋面称为冷锋，被暖 气团推动移向冷气团的锋面称为暖锋，如图 8-10 所示。　　锋面附近的云雨现象成为锋面天气的主要特征。锋面性质不同，锋面天 气也不同。冷锋天气主要发生在地面冷锋后。有时属稳定持续性降水，有时 属阵性降水。但实际天气又与暖空气的性质有关。夏季，暖空气比较潮湿， 地面锋前后常发生旺盛的积雨云和雷雨天气(图 8-10b)；冬季，由于暖空气 比较干燥，地面锋前只出现层状云，只在锋面移近时，才有较厚的云层，锋 面过后，天气很快转好。暖锋坡度较小，暖空气沿着锋面缓慢爬升，以层状 云为主，越往前云越高，云层越薄，降水出现在暖锋前的冷区里。二、温带气旋　　依流场的观点称低压系统为气旋，带有锋面的气旋称锋面气旋。锋面气 旋多产生于温带，亦称温带气旋。锋面气旋是中纬度的主要天气系统，其直 径从数百到数千千米，其中心强度一般在 1000hPa 左右，最强的可达 960hPa 左右，是一种剧烈的天气系统。锋面气旋的发生和发展，其原因是复杂的，有低空的，也有高空的影响；有动力的，也有热力因素的作用。如果把它看做是一种大气波动，把气旋的 发展与锋面的发展演变联系起来，其生命史可分为波动阶段、成熟阶段、锢 囚阶段和消亡阶段。　　锋面气旋天气是由各方面因素决定的。云雨天气是其主要特征。锋面气 旋在波动阶段强度一般较弱，坏天气区域较小。当锋面气旋处于发展阶段， 气旋区域内的风速普遍增大，云和降水模式如图 8-11 所示。气旋前部具有暖 锋云系，依次是低云(如雨层云，Ns)中云(如高层云，As)和高云(如卷层云， Cs)，气旋后部具有冷锋云系和降水特征。当锋面气旋发展到锢囚阶段时，气 旋区内地面风速较大，降水加剧。当锋面进入消亡阶段，云和降水减弱，云 底抬高，最终消失。整个生命史约 3～5 天。三、爆发性气旋 在中纬度海洋上常发生一种急速发展的气旋，其中心气压在 24 小时内下降达 24hPa 以上，引起海上强风，风速可达 20～30m/s，成为海上严重的灾 害性天气。当 24 小时内气旋加深率至少每小时 1hPa 时，称为气旋的爆发性 发展，这种气旋称爆发性气旋。1975 年 2 月 4～5 日，在大西洋上一个气旋在 24 小时内竟然由 1004hPa 降至 952hPa，其强度完全象一个强台风。显然 这种爆发性气旋对海上航行是一大威胁。1978 年大西洋爆发性气旋造成两艘 大型轮船倾覆，1980 年 12 月 27 日～1981 年 1 月 3 日，8 天中在西北太平洋 连续发生 7 次海难事故，都是由爆发性气旋造成的。　　爆发性气旋主要发生在大陆东岸，太平洋和大西洋的西部，尤其在黑潮 流域和湾流流域。在太平洋上，最多发生在 30°～45°N 之间的冬季风活动 区，但在阿留申低压的位置上却极少发生。其发生数有明显的季节变化，多 发生在冬半年，以 1 月份为最频。当冷空气移到暖洋面上，会产生很强的水 汽和热量交换，使得气旋获得能量而爆发性发展。　　爆发性气旋的发展与高空槽的关系很密切，多数情况是当高空槽在地面 气旋的西南方若 5 个经度的距离时，地面气旋易于获得发展，这是一种斜压 扰动发展的重要机制。爆发性气旋多数沿 500hPa 行星锋区移动。8.2.2 热带气旋与台风一、一般说明 台风是发生在热带海洋上的一种具有暖心结构的气旋性涡旋，是达到一定强度的热带气旋。台风伴有狂风暴雨，是一种灾害性天气系统。世界各地对台风的称谓不同，在东太平洋和大西洋称飓风，在印度洋称热带风暴，在 南半球称热带气旋。中国对发生在北太平洋西部和南海的热带气旋，根据国际惯例，依据其中心最大风力分为：热带低压(Tropicaldepression)，最大风速＜8 级，(＜17.2m/s)；热带风暴(Tropicalstorm)，最大风速 8～9 级，(17.2～24.4m/s)； 强热带风暴 (Severetropicalstorm)，最大风速 10～ 11 级， (24.5 ～32.6m/s)；台风(Ty-phoon)，最大风速≥12 级，(≥32.7m/s)。台风的生命期一般为 3～8 天，台风直径一般为 600～1000km，最大的可达 2000km，最小的只有 100kｍ。在北半球，台风集中发生在 7～10 月，尤以8、9 月最多。据统计，每年 5～11 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 5°～10°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 500～1000km，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压系统，水平气压梯度能达 5～10hPa/10km，台风过境时，测站气压自记曲线出现明显的漏斗状气压深谷(图8-12)，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30～40km。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 20～30km，在云 墙区域有强烈的上升运动，其值可达 5～13m/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，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 8-13)，图 8-13a 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(图 8-14)。但也出现异常路径，如打转、突然转向、蛇行路径等。　　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。8.2.3 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。图 8-15 给出 5～8 月 500hPa、588 位势 什米等值线所代表的西太平洋副热带高压脊的月平均位置。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常。8.2.4 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，常有雷暴阵雨出现，风力可达 8～9 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 5°～10°N 之 间。在大西洋，8 月份可移到 10°～15°N。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，与季风的进退有密切联系。图 8—16 给出 西太平洋冬季(12 月)和夏季(8 月)ITCZ 和 IPCZ 的实测流场()。 由图中可以清楚地看出热带辐合带的季节变化。　　§8.3 海洋-大气相互作用8.3.1 海洋在气候系统中的地位一、气候系统 (一)气候系统的组成　　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。在这个 意义上，人们不仅要研究大气内部过程对气候变化的影响，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用。即把气候变化视为包括大 气、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。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，决定了气候的长期 平均状态以及各种时间尺度的变化。　　气候系统的概念可以用图 8—17 表示。它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　　正如图 8—17 所示，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、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 和海洋各自输送能量的相对值也不同，在 0°～30°N 的低纬度区域，海洋输 送的能量超过大气的输送，最大值在 20°N 附近，海洋的输送在那里达到了74％，但在 30°N 以北的区域，大气输送的能量超过海洋的输送，在 50°N 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 50°N 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，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 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～影响，有几个关键海区尤为重要。一是厄尔尼诺(ElNi n o)现象发生的赤道东太平洋海区；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Q L
? L·C E ·(q 0
? q a ) ·UQ S
? C H ·(T0
? Ta )·U(8－14)(8 - 15)这里 L 是蒸发(凝结)潜热，q0 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，t0 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 作为经验常数给出，例如取 CH＝0.97×10-3，CE＝1.1×10-3。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 处风速 U10 的函数。在公式(8—14)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”，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? 0
? ?C D | V| V(8 - 16)其中ρ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(8—16)已经计算出了全球大 洋表面风应力图，其中 CD 取成 0.0013。在图 8—18 中给出了(12～2)月及(6～8)月的结果。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β-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随纬度变化时，在大洋的西边就需要有较强的摩擦力以抵消那里的涡度。然 而，产生较强的摩擦力的前提，就是那里要有较大的流速。三、海洋混合层 无论从海气相互作用来讲，还是就海洋动力过程而言，海洋上混合层(UML，简称海洋混合层)都是十分重要的。因为海气相互作用正是通过大气和海洋混合层间热量、动量和质量的直接交换而奏效的。对于长期天气和气候 的变化问题，都需要知道大气底部边界的情况，尤其是海面温度及海表热量 平衡，这就需要知道海洋混合层的情况。海洋混合层的辐合、辐散过程通过 Ekman 抽吸效应会影响深层海洋环流；而深层海洋对大气运动(气候)的影 响，又要通过改变混合层的状况来实现；另外，太阳辐射能也是通过影响混 合层而成为驱动整个海洋运动的重要原动力。因此，对于气候和大尺度大气 环流变化来讲，海洋混合层是十分重要的。在研究海气相互作用及设计海气 耦合模式的时候都必须考虑海洋混合层，有时，为简单起见，甚至可以用海 洋混合层代表整层海洋的作用，于是就把这样的模式简称为“混合层”模式。8.3.3ENSO 及其对大气环流的影响一、ENSO 事件～ENSO是厄尔尼诺(ElNi n o )和南方涛动(SouthernOscillation)的合称。历史上厄尔尼诺一直是指每年圣诞节前后(厄尔尼诺西班牙语为圣婴)， 沿厄瓜多尔和秘鲁沿岸，出现一弱的暖洋流，它代替了通常对应的冷水。不 过，近年来厄尔尼诺的名称已倾向于用来指一种更大尺度的海洋异常现象， 它不是每年而是 3～7 年发生一次。厄尔尼诺现象发生时，整个赤道东太平洋 表现出振幅达几摄氏度的增暖。另外，与赤道海表水温的这种变化相联系， 海洋和大气环流也发生很大的异常。　　南方涛动(SO)，用以描述热带东太平洋地区与热带印度洋地区气压场反 相变化的跷跷板现象。若干以东西向气压差所定义的南方涛动指数(SOI)，除 因所取代表站不同略有差异外，本质上并无不同。通常使用达尔文岛与塔希 提(Tahiti)岛之间的气压差表示 SOI。南方涛动影响到全球海洋和大气状 况。　　　　许多研究表明，赤道东太平洋海表水温异常事件(厄尔尼诺)同南方涛动 指数(SOI)之间有非常好的相关关系。当赤道东太平洋表层水温(SST)出现正 (负)距平时，南方涛动指数往往是负(正)值，两者的相关系数在-0.57 到-0.75 之间，达到 99.9％的信度。图 8—19 给出了南方涛动指数 SOI 与赤道东 太平洋 SST 异常的时间演变曲线，两者反相关关系表现得十分清楚。厄尔尼 诺和南方涛动间的紧密关系，是大尺度海气相互作用(特别是热带大尺度海气 相互作用)的突出反映。因此，ENSO 成为大尺度海气相互作用以及气候变化 问题研究的中心课题。　　通过分析 SST 与 SOI 的关系，人们发现了许多同南方涛动有关的异常现 象。例如在高 SOI 期，赤道东太平洋和秘鲁沿岸的 SST 相对偏低，热带主要 降水区位于印度尼西亚地区，沿赤道的 Walker 环流较强，经向 Hadley 环流 偏弱，东南信风较强。相反，在低 SOI 期，东南信风较弱，赤道中太平洋有 最强降水中心，Hadley 环流加强，而 Wlaker 环流减弱，赤道东太平洋 SST 增高甚至出现厄尔尼诺事件。也正因有上述这些联系，人们便把负 SOI 同赤 道东太平洋暖水事件即厄尔尼诺视为一种海洋-大气耦合系统的两方面表 现。因而，从 80 年代初开始，人们便用缩略词 ENSO 来表示大尺度海洋-大气 耦合系统的异常现象。ENSO 既包含有高 SOI 和低 SOI 的特征，又包括赤道东太平洋的暖水事件～(厄尔尼诺)和冷水事件(拉尼娜，LaNi n a)，而且这些现象和事件的发生又都有 3～7 年的准周期性。因此，近来人们又将 ENSO 叫作 ENSO 循环，即暖 状态(包括厄尔尼诺和低 SOI 特征)和冷状态(包括拉尼娜和高 SOI)的循环。上升运动和集中降水区出现在印度尼西亚、西太平洋、非洲东南部和南美亚 马孙流域；下沉运动和沙漠状况则盛行于东赤道太平洋和非洲西南部。太平 洋上沃克环流的最强支与西太平洋暖的 SST 和东太平洋冷的 SST 相联，这两 个区域分别对应大气的上升和下沉。在图的下部给出了沿赤道 SST 与其纬向 平均值的偏差(据文献)。二、ENSO 对大气环流的影响　　众多研究表明，ENSO 对大气环流以及全球许多地方的天气气候异常有着 重要的影响。ENSO 期间，赤道东太平洋持续升温，对热带大气环流的影响最 为直接。而热带大气环流的异常变化，也必牵动全球大气环流，因而会在全 球范围内引起一系列的天气气候异常。　　在正常情况下，赤道大气中存在一个东西向的沃克(Walker)环流，这是 叠加在纬向平均哈得莱环流上的重要东西向环流，图 8—20 是正常(非 ENSO) 情况下，赤道太平洋上的沃克环流的示意图，图下给出 SST 偏差值的相应分 布。可见在印度尼西亚群岛附近海面暖水上空，有一个强而宽的上升运动区， 而在赤道东太平洋冷水区上空，则为强烈的下沉运动；在赤道东部非洲和亚 马孙流域，还有另外两个上升运动区，与之相联的下沉运动则分别位于略微 较冷的西印度洋和赤道东大西洋的冷水上空。　　在 ENSO 期间(图 8—21a)，中、东赤道太平洋的海水增暖，西部海水略 微变冷。对流在中、东太平洋上加强而在印度尼西亚地区减弱。在反 ENSO 期间(图 8—21b)，中、东太平洋的海水比正常偏冷，这些区域的对流也减弱，　　而印度尼西亚地区的对流增强。所谓的正常状态代表 ENSO 和反 ENSO 事件的 平均，但却更象弱的反 ENSO 状态。　　在厄尔尼诺现象发生的情况下，主要增暖区的西边，也就是在日界线附 近及其西面地区将有异常积云对流的强烈发展。因此在厄尔尼诺期间主要降 水区由印度尼西亚地区东移到了那里。同时，Walker 环流也出现了明显的异 常，其上升支由印度尼西亚地区东移到了日界线附近。　　由于赤道东太平洋 SST 异常(厄尔尼诺现象)，大气中的 Hadley 环流将会 增强，或者说，厄尔尼诺现象会导致 Hadley 环流明显增强。如此同时，ITCZ 的位置也将发生变化，例如厄尔尼诺期间 ITCZ 有明显向东推移的趋势，这必 将影响西太平洋台风活动。　　ENSO 对西太平洋副热带高压的活动也有明显的影响，包括对副高位置和 强度的影响。首先，同厄尔尼诺年 ITCZ 位置偏南相匹配，西太平洋副高的位 置在厄尔尼诺年一般也偏南。而在拉尼娜年西太平洋副高脊线位置较常年偏 北。　　由于 ENSO 的发生造成了大气环流尤其是热带大气环流的严重持续异 常，因而给全球范围带来明显的气候异常。首先可以注意到距 SST 正距平区 较近的中南美太平洋沿岸地区，由于赤道地区东西向铅直环流圈的异常，原 来在南美东岸的环流上升支西移到了南美西岸，因而积云对流活动在秘鲁沿 岸地区极为强烈，造成哥伦比亚、厄瓜多尔和秘鲁等地的持续大雨。以 1982—1983 年的厄尔尼诺事件为例，在秘鲁北部的降水量竟多达多年平均量的340 倍。巨大的降水量异常使河水流量猛增，造成该地区的严重洪涝。 同上述洪涝灾害相反，厄尔尼诺事件的发生又往往造成南亚、印度尼西亚和东南非洲的大范围干旱。在近百年的时间里，在绝大多数的厄尔尼诺年里，这三个地区的雨量都明显偏少。以印度地区为例，在 80 年里的 24 次厄 尔尼诺现象中，就在 20 年该地区的降水量低于平均值，而且，最严重的干旱 几乎都发生在厄尔尼诺年。厄尔尼诺现象的发生使中高纬度西风加强，阿留申低压往往比正常时强(气压值低)，因而常给北美西岸地区造成频繁的强风暴活动，使得暴风雨和 风暴浪潮的影响较为严重。ENSO 对中国气候也有明显的影响，众多的气候灾 害说明 ENSO 影响大气环流从而导致全球性气候异常。
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