海洋生态学课件-第八章-大气与海洋-.ppt

1、第八章第八章 大气与海洋大气与海洋8.1 地球大气的平均状态地球大气的平均状态8.1.1 地球大气的成分与气象要素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。n通常把除水汽以外的纯净大气称为

2、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。n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。n臭氧主要

3、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 0.2m-0.3m 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。n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

4、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。n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。n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

5、直分层 n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.(一)对流层n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。n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。n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

6、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。(二)平流层n由对流层顶向上到 50km 左右的气层称

7、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。n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n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。n中层内水汽极

8、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。n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n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 0.17m 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

9、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。n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。n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。n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

10、空气的阻挡，而逸散于星际空 间。三、气象要素n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。n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。n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

11、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：nT/K=273.16+t/273+tn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。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。n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

12、布较北半球均匀。n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。n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

13、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n1hPa=1000dyncm-2 n而 1Pa=1Nm-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，n1mmHg=1.33hPan由此得到 mmHg 与 hPa 间的换算关系1mmHg=1.33hPa 4/3 hPa1hPa=0.75mmHg 3

14、/4 mmHgn1hPa 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。n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。2.大气静力方程n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

15、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。3.重力位势n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。(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n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。n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

16、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。nE=E0 10(at/b+t)nE0 是 0的饱和水汽压 6.11hPa，t 是摄氏温度，和 b 为常数。n对水面：=7.5，b=237.3 n对冰面：=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，

17、用百分数表示。其表示式为nf=e/E1003.露点n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n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。n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。n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

18、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。n 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。n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 kmh-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

19、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。n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。n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

20、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n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

21、。n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。n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。n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 平均大气环流平均大气环流n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

22、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。n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，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

23、场。一、海平面气压场及风场n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。n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

24、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(z100080gpm)，而西伯利亚地区大于 25hPa(即z1000200gpm)。n事实上，地面风大致平行于等压线，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 60N 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、

25、200hPa 位势高度场及风场n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。n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

26、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。n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

27、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n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。n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

28、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。n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。n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n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

29、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。n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。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。n季风

30、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

31、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(30N-30S)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。n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

32、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。n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。n季风环流是大气环流中的重

33、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 海洋上的天气系统海洋上的天气系统8.2.1 锋面与温带气旋锋面与温带气旋n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 n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

34、 团内部由于物理属性相近，其天气现象也大体一致。n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 1/501/100。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。n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(

35、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n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。n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；n有动力的，也有热力因素的作用。如果把它看做

36、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。n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 n在

37、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

38、，都是由爆发性气旋造成的。n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 30-45N 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。n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 热带气旋与台风热带气旋与台风一、一般

39、说明 n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。n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 89 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

40、-phoon)，最大风速12 级，(32.7m/s)。n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 100k。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。n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

41、北半球纬度 5以内几乎没有热带气 旋发生。二、台风的结构 n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

42、微风或静风，气压最低，平均直径为30-40km。n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。n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

43、区。台风天气表现为大风、暴雨、狂浪和风暴潮。nT.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

44、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n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、蛇行路径等。n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。n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，

45、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。n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 副热带高压副热带高压n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 n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

46、呈东西向扁平状，其长轴多呈西西 南东东北走向。n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。n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。n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 n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

47、高的活动，主要表现为季节变化和长期变化。n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。n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。n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、

48、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n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。n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

49、，出现剧烈的天气变化，这是低纬重要的天 气系统。n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。n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 5-10N 之

50、 间。在大西洋，8 月份可移到 10-15N。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(1985-1990)。由图中可以清楚地看出热带辐合带的季节变化。8.3 海洋海洋-大气相互作用大气相互作用8.3.1 海洋在气候系统中的地位海洋在气候系统中的地位一、气候系统(一)气候系统的组成 n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。在个这意义上，人们不仅要研究大气内部过程对气候变化的