现代气候学6海气相互作用课件.ppt

1、 第六章第六章 海海气相互作用气相互作用 第一节第一节 海洋在气候形成和变化中的重要性海洋在气候形成和变化中的重要性 第二节第二节 海陆物理特性的差异海陆物理特性的差异 第三节第三节 海陆分布对气候的影响海陆分布对气候的影响 第四节第四节 海洋环流海洋环流 第五节第五节 海气能量交换海气能量交换 第六节第六节 热带海洋对气候的影响热带海洋对气候的影响 第一节第一节 海洋在气候形成和变化中的重要性海洋在气候形成和变化中的重要性 1 1、海洋是大气热机运转的主要能量供应源、海洋是大气热机运转的主要能量供应源 2 2、海洋能够对全球水汽循环产生重要影响、海洋能够对全球水汽循环产生重要影响 3 3、海

2、洋对大气运动具有重要的调节作用、海洋对大气运动具有重要的调节作用 4 4、海洋对温室效应具有缓解作用、海洋对温室效应具有缓解作用 第二节第二节 海陆物理特性的差异海陆物理特性的差异 1 1、海、陆面积差异；、海、陆面积差异；2 2、海、陆表面辐射性质差异；、海、陆表面辐射性质差异；3 3、海、陆海、陆向大气热量输送的差异；向大气热量输送的差异；4 4、海、陆海、陆向下热量输送的差异；向下热量输送的差异；5 5、海、陆表面海、陆表面摩擦阻力的差异。摩擦阻力的差异。海陆面积随纬度的分布海陆面积随纬度的分布 海、陆表面太阳总辐射和净辐射的比较海、陆表面太阳总辐射和净辐射的比较 (MJ/m(MJ/m2

3、 2年年)（布德科）（布德科）纬纬 度度陆陆 地地海海 洋洋Q R QR70-60N60-50N50-40N40-30N30-20N20-10N10-0N0-10S10-20S20-30S30-40S40-50S50-60S全全 球球351741875317649073277578661562806908808067415108360157789211340188424282680309833083308314029722596184214652093314037684731594570347411741175787411690860294857364360299631800268037684

4、647506651915317510845643852310419263810 表表6.2 6.2 海、陆表面热量平衡各分量的纬圈年平均海、陆表面热量平衡各分量的纬圈年平均 (MJ(MJm m-2-2)()(布德科，布德科，1956)1956)纬度带纬度带 陆陆 地地 海海 洋洋 全全 球球 LE H LE H LE H70-60 N N 6702511298921 837 461 60-50 9633771968795 1382 544 50-40 10478372805670 1884 754 40-30 96314654019586 2721 963 30-20 796188445632

5、93 3140 879 20-10 134017584899293 3978 670 10-0 2387 9214354293 3894 418 0-0 S S 25547454145251 3768 377 10-20188412564731377 4103 586 20-30117218004438461 3684 754 30-40121413823433461 3182 586 40-50 9219212135251 2093 293 50-60 9215441465377 1465 377 全球平均全球平均11309633433377 2763 544 表表6.3 6.3 台风登陆后

6、风速削弱的百分比台风登陆后风速削弱的百分比离海岸距离（离海岸距离（km）010152550100150台风登陆后风速比台风登陆后风速比（）100978686725547 第三节第三节 海陆分布对气候的影响海陆分布对气候的影响 1 1、海陆分布对环流的影响、海陆分布对环流的影响 （1 1）对西风扰动的影响）对西风扰动的影响 （2 2）对季风的影响）对季风的影响 2 2、海陆分布对气温的影响、海陆分布对气温的影响 3 3、海陆分布对降水的影响、海陆分布对降水的影响图图6.2 6.2 海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和海陆热力影响下冬季定常槽百分率（上）和 厚度分布示意图厚度分布示意图30010

7、00T表表6.4 6.4 在在3030N N不同高度上海、陆气温及其差值（不同高度上海、陆气温及其差值（）等压面（等压面（hPa）月月亚非大陆亚非大陆太平洋太平洋-海平面海平面19.212.5-3.3731.224.76.385015.56.5-1.0724.016.47.67001-1.3-0.3-1.0713.98.65.35001-16.5-14.5-2.07-4.3-6.82.53001-41.8-38.3-3.37-28.1-33.04.92001-51.57-46.5-53.47.1 第四节第四节 海洋环流海洋环流 1 1、风生流、风生流 （1 1）太平洋海流（）太平洋海流（2 2

8、）大西洋海流（）大西洋海流（3 3）印度洋海流）印度洋海流 2 2、热盐环流、热盐环流 （1 1）概念）概念 （2 2）热盐环流的重要性）热盐环流的重要性 3 3、海洋环流对气候的影响、海洋环流对气候的影响 （1 1）热量输送）热量输送 （2 2）水分输送）水分输送 （3 3）对温度的影响）对温度的影响 1 1）南北温差）南北温差 2 2）东西温差）东西温差 （4 4）对降水的影响）对降水的影响图图6.3 6.3 海洋垂直断面循环示意图海洋垂直断面循环示意图1 1、风生流、风生流 （1 1）太平洋海流）太平洋海流 （2 2）大西洋海流）大西洋海流 （3 3）印度洋海流）印度洋海流 图图6.4

9、6.4 世界海洋循环系统（世界海洋循环系统（K.StoweK.Stowe，19951995）2 2、热盐环流、热盐环流 （1 1）概念）概念 （2 2）热盐环流的重要性）热盐环流的重要性 热盐环流（温盐环流）热盐环流（温盐环流）由于由于海水在空海水在空间上间上温度和盐度温度和盐度的的差异差异引起海水引起海水密度的变化，由密度的变化，由此导致此导致深层深层海水海水缓慢的缓慢的运动称之运动称之。全球大洋传输带（全球大洋传输带（1996）极区因辐射冷却等因素形成寒冷、高盐、高密度极区因辐射冷却等因素形成寒冷、高盐、高密度的海水强烈下沉的海水强烈下沉,形成底层流或深层流。形成底层流或深层流。北大西洋的

10、高盐度水以深层流的形式向南流北大西洋的高盐度水以深层流的形式向南流,绕绕过非洲南端后过非洲南端后,一一部分向北流到印度洋部分向北流到印度洋,其余其余部分继部分继续续向东流入太平洋向东流入太平洋,在此在此,受温暖和入注淡水的稀释受温暖和入注淡水的稀释作用作用,海水密度降低并上升到表面海水密度降低并上升到表面,然后向西运动返然后向西运动返回到大西洋以平衡外流的水体回到大西洋以平衡外流的水体，构成了一个跨越大构成了一个跨越大洋的海洋洋的海洋“传送带传送带”。热盐环流热盐环流的重要性的重要性 大洋传送带大洋传送带将将温暖、低盐的表层水由东至西地传送到大西洋温暖、低盐的表层水由东至西地传送到大西洋,将将

11、深层的、高盐度的冷水从西向东送入太平洋深层的、高盐度的冷水从西向东送入太平洋,由此造成的水汽由此造成的水汽交换量达交换量达 202010106 6m m3 3/s/s。由于向北的流由于向北的流动动供给海水平均温度为供给海水平均温度为10,10,向南流动的深层水向南流动的深层水为为2,2,每形成每形成1m1m3 3的深水将释放的深水将释放 33.48J 33.48J 的热量的热量,一年中由此所释一年中由此所释放的总热量达放的总热量达20.920.910102121J,J,相当于相当于3535 N N的北大西洋地区每平方厘的北大西洋地区每平方厘米的大气每年可获得米的大气每年可获得 104 625J

12、 104 625J 的海洋热的海洋热,占该地区所获得的所占该地区所获得的所有热量的有热量的 25%25%。这一数量远远超过了地球轨道要素所引起的日。这一数量远远超过了地球轨道要素所引起的日照率变化所产生的影响照率变化所产生的影响,这些热量的有无对高纬度的温度与大陆这些热量的有无对高纬度的温度与大陆冰盖的生消有重大的影响。冰盖的生消有重大的影响。因此因此,有人提出大洋环流有人提出大洋环流气候关系模式，用来解释第四纪气候关系模式，用来解释第四纪冰期冰期间冰期的转换机制间冰期的转换机制,认为冰期认为冰期间冰期的转换是通过大间冰期的转换是通过大洋传送带的开启与关闭来控制的洋传送带的开启与关闭来控制的,

13、在大洋传送带开启的时期维持在大洋传送带开启的时期维持与现代相当的间冰期气候与现代相当的间冰期气候,当大洋传送带被关闭或严重削弱的时当大洋传送带被关闭或严重削弱的时期转变为冰期气候。期转变为冰期气候。热盐环流的重要性热盐环流的重要性 就全球气候系统而言，热带存在辐射盈余，极地存就全球气候系统而言，热带存在辐射盈余，极地存在辐射亏损，为保持整个系统的能量平衡，在低纬与在辐射亏损，为保持整个系统的能量平衡，在低纬与高纬之间，必定存在强的经向能量输送。高纬之间，必定存在强的经向能量输送。研究表明：研究表明：海洋的极向热输送约占海气耦合系统中极向热输送海洋的极向热输送约占海气耦合系统中极向热输送总量的总

14、量的50%，在北半球，它把低纬的热量输送到高纬，在北半球，它把低纬的热量输送到高纬，在在50 N附近（海洋西边界流最强）通过强烈的海气热附近（海洋西边界流最强）通过强烈的海气热交换，把大量的热量输送给大气，再由大气把能量向交换，把大量的热量输送给大气，再由大气把能量向更高纬度输送。更高纬度输送。海洋经向热输送强度的变化，将对全球气候产生重海洋经向热输送强度的变化，将对全球气候产生重要影响。要影响。图图6.6 海气快速相互作用的区域海气快速相互作用的区域（a）和全球气候系统的经向环流体系）和全球气候系统的经向环流体系（b）示意图（）示意图（Webster，1994）3 3、海洋环流对气候的影响、

15、海洋环流对气候的影响 （1 1）热量输送）热量输送 （2 2）水分输送）水分输送 （3 3）对温度的影响）对温度的影响 1 1）南北温差）南北温差 2 2）东西温差）东西温差 （4 4）对降水的影响）对降水的影响表表6.5 6.5 大陆和大洋上赤道至北极圈气温差大陆和大洋上赤道至北极圈气温差(C)C)的比较的比较经经 度度(地区地区)00(大西洋大西洋)130E130E(欧亚大陆欧亚大陆)170W170W(太平洋太平洋)90W90W(北美大陆北美大陆)1月月7月月平均平均22161974841472536582541 第五节第五节 海海-气能量交换气能量交换 1 1、海、海-气能量转换的物理过

16、程气能量转换的物理过程 2 2、海、海-气界面的辐射平衡气界面的辐射平衡 3 3、海面上的热量交换、海面上的热量交换 图图 北大西洋中纬度区域北大西洋中纬度区域(5555N N，2020W W)热通量热通量H H和和LELE强度的年变化强度的年变化(布德科，布德科，1978)1978)表表6.6 6.6 来自海面的感热通量来自海面的感热通量H H和潜通量和潜通量LELE的纬度平均值的纬度平均值 (10(108 8 MJ/m MJ/m 2 2a)a)纬度带纬度带(N)HLELE/(H LE)70-6060-5050-4040-3030-2020-1010-09.28.06.75.92.92.92

17、.913.019.728.240.445.849.143.60.5850.7110.8070.8720.9400.9440.936 第六节第六节 热带海洋对气候的影响热带海洋对气候的影响 1 1、ENSOENSO循环循环 （1 1）南方涛动）南方涛动 （2 2）厄尔尼诺）厄尔尼诺 （3 3）沃克环流）沃克环流 2 2、印度洋偶极子、印度洋偶极子 （1 1）概念）概念 （2 2）指数和特征）指数和特征 （3 3）IOD IOD 的演变过程的演变过程 （4 4）IODIOD和和ENSOENSO之间的关系之间的关系 3 3、热带海洋对气候的影响、热带海洋对气候的影响 （1 1）ENSOENSO的气候

18、影响的气候影响 1 1）对降水的影响）对降水的影响 2 2）对气温度的影响）对气温度的影响 （2 2）IODIOD及与及与ENSOENSO共同作用对东亚气候的影响共同作用对东亚气候的影响 1 1、ENSOENSO循环循环 （1 1）南方涛动）南方涛动 （2 2）厄尔尼诺）厄尔尼诺 （3 3）沃克环流）沃克环流 英国数学家兼气象学家沃克爵士英国数学家兼气象学家沃克爵士 当印度洋地区出现气压正距平时，东南太平洋及当印度洋地区出现气压正距平时，东南太平洋及南美地区将有负距平；反之亦然。南美地区将有负距平；反之亦然。图图6.9 南方涛动指数南方涛动指数(SOI)的年际变化时间序列的年际变化时间序列 (

19、缪启龙根据缪启龙根据CPC1933-2008资料绘制资料绘制)图图6.10 海洋平均温度分布海洋平均温度分布()（Levitus，1982）图图6.11 赤道太平洋海温监测区分布图赤道太平洋海温监测区分布图Nino 3.4Nino 3.4 在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，在常年，此区域东向信风盛行，在平均风速下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的形势。西太平沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的形势。西太平洋斜温层深度约洋斜温层深度约200m，东太平洋仅，东太平洋仅50m左右，这种结左右，这种结构与西暖东冷的平均海温分布相适应（图构与西暖东冷的平均海温分布相适应（图a）。）。图图 赤道太

20、平洋热结构对海面风场变化的响应赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应 a.平均状况平均状况图图 赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应 b.强信风强信风 在冷水带上，气温高于水温，空气层结稳在冷水带上，气温高于水温，空气层结稳定，对流不易发展，雨量偏少，气候干旱。定，对流不易发展，雨量偏少，气候干旱。图图 赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应赤道太平洋热结构对海面风场变化的响应 c.信风张驰信风张驰 沃克环流沃克环流 赤道东太平洋赤道东太平洋是是冷水上翻区。形成了著名的赤道干冷水上翻区。形成了著名的赤道干旱带。在日界线以东旱带。在日界线以东0 010S10S范范

21、围内年降水量仅围内年降水量仅500mm500mm左左右。右。西太平洋从日界线往西到菲律宾是所谓西太平洋从日界线往西到菲律宾是所谓“暖池暖池”。在。在西太平洋赤道附近年降水量在西太平洋赤道附近年降水量在2000mm2000mm以上，以上，10N10N10S10S附近两个半球的热带辐合带年降水量高达附近两个半球的热带辐合带年降水量高达5000mm5000mm。菲律宾以东的菲律宾以东的暖池与赤道东太平洋的冷暖池与赤道东太平洋的冷水域之间形成水域之间形成强烈的温度强烈的温度对比。对比。BjerknesBjerknes首先（首先（19691969）指出这种东西向对比的重）指出这种东西向对比的重要性。要性

22、。并且并且认为赤道太平洋上空可能存在一个纬向环流圈认为赤道太平洋上空可能存在一个纬向环流圈。沃克环流沃克环流 赤道东太平洋冷水域上空大气是下沉运动赤道东太平洋冷水域上空大气是下沉运动，西西太平洋太平洋暖池暖池上空大气对流强烈上空大气对流强烈，以上升运动为主以上升运动为主，而而地面为东风信风地面为东风信风，高空对流层上层为西风高空对流层上层为西风，形成一个形成一个闭合的东西向环流圈闭合的东西向环流圈。沃克环流是赤道地区海沃克环流是赤道地区海-气作用的产物气作用的产物,并通过大并通过大气的遥相关作用影响到其它地区气的遥相关作用影响到其它地区,在整个赤道纬圈均在整个赤道纬圈均存在沃克环流。存在沃克环

23、流。图图6.13 赤道洋面的垂直环流圈（赤道洋面的垂直环流圈（Wvrtki，1982）厄尔尼诺对全球气候的影响厄尔尼诺对全球气候的影响 印度洋偶极子印度洋偶极子（Indian Ocean Dipole，IOD）1、基本概念、基本概念 Saji等（等（1999）用过去）用过去40年的观测资料分析出了热带印度洋年的观测资料分析出了热带印度洋有着与有着与ENSO类似的显著海类似的显著海-气相互作用的年际变化信号，并称之气相互作用的年际变化信号，并称之为赤道印度洋的偶极子模态。为赤道印度洋的偶极子模态。正偶极子正偶极子模态（模态（西暖东冷西暖东冷）表现为）表现为赤道产生了显著的东风异赤道产生了显著的东

24、风异常常，赤道东南印度洋海水异常变冷赤道东南印度洋海水异常变冷，周边印度尼西亚等国异常干，周边印度尼西亚等国异常干旱，而在赤道西印度洋海水异常变暖，周边的东非地区产生很大旱，而在赤道西印度洋海水异常变暖，周边的东非地区产生很大的洪水灾害。的洪水灾害。反之为负偶极子事件。反之为负偶极子事件。IOD有着显著的季节变化，在有着显著的季节变化，在夏季开始出现夏季开始出现，持续到，持续到秋季最秋季最明显明显，冬季开始逐渐减弱冬季开始逐渐减弱。热带印度洋不仅对周边的国家及岛屿的气候变化起到很大的热带印度洋不仅对周边的国家及岛屿的气候变化起到很大的影响作用，而且与东南亚大陆以及全球其他地区的气候变化有着影响

25、作用，而且与东南亚大陆以及全球其他地区的气候变化有着密切的联系。密切的联系。相比之下，热带印度洋海温变率远小于太平洋，但其纬向距相比之下，热带印度洋海温变率远小于太平洋，但其纬向距平的变化同样十分明显，并通过海平的变化同样十分明显，并通过海-气相互作用影响周边气候。气相互作用影响周边气候。1994年夏季，东亚许多地区气候显著异常，这一年发生在太年夏季，东亚许多地区气候显著异常，这一年发生在太平洋的弱平洋的弱El Nino事件并不能很好地解释该异常现象，而事件并不能很好地解释该异常现象，而Saji等提等提出出IOD可以较好地解释可以较好地解释1994年气候异常。年气候异常。Guan等研究认为等研

26、究认为IOD至少通过两种方式影响至少通过两种方式影响1994年夏季东亚年夏季东亚环流，导致东亚气候异常。环流，导致东亚气候异常。Kumar等对等对140年历史资料进行分析，发现年历史资料进行分析，发现ENSO与印度夏季与印度夏季风的反相关关系自风的反相关关系自1970年代中后期已不显著，出现了迅速而且明年代中后期已不显著，出现了迅速而且明显的减弱。显的减弱。Ashok等认为等认为IOD恰恰是引起恰恰是引起ENSO-印度季风降水关系减弱的印度季风降水关系减弱的原因之一。原因之一。因此，因此，IOD作为下垫面海洋一种的外强迫信号，对短期气候作为下垫面海洋一种的外强迫信号，对短期气候预测有着十分重要

27、的意义。预测有着十分重要的意义。2、指数和特征、指数和特征 Saji 将印度洋西部（将印度洋西部（50-70 E E，10 S S-10 N N）和东部）和东部（90-110 E E，10 S S-EQ）区域平均的海表温度距平之）区域平均的海表温度距平之差定义为差定义为IOD指数。指数。当处于当处于偶极子正位相时期偶极子正位相时期，印度洋海温异常呈，印度洋海温异常呈西正西正东负东负的分布形式；相反，当处于的分布形式；相反，当处于偶极子负位相时期偶极子负位相时期，印度洋海温异常呈印度洋海温异常呈西负东正西负东正的分布形式。的分布形式。图图6.14 印度洋偶极子关键海温区域（印度洋偶极子关键海温区

28、域（saji等，等，1999）图图6.15 赤道印度洋海温偶极子指数的时间变化赤道印度洋海温偶极子指数的时间变化(a)及其功率谱及其功率谱(b)细实线和虚线分别表示细实线和虚线分别表示95%和和99%信度（李崇银，信度（李崇银，2003）图图6.15给出给出1900-1997年间印度洋海温偶极子指数的年间印度洋海温偶极子指数的时间变化及功率谱，表明：时间变化及功率谱，表明：海温偶极子指数海温偶极子指数既有年际变化既有年际变化(周期主要为周期主要为4-54-5年年)，也有明显的年代际变化也有明显的年代际变化(周期主要为周期主要为25-3025-30年年)。且在且在1961年之前印度洋海温偶极子指

29、主要为负值；年之前印度洋海温偶极子指主要为负值；在在1961年之后，其指数更多地为正值，而且较强指数也年之后，其指数更多地为正值，而且较强指数也多为正值。多为正值。3、IOD的演变过程的演变过程 根据根据IODIOD指数的大小，利用指数的大小，利用1958-19991958-1999年的海温资料，年的海温资料，选出选出6 6个个IODIOD正位相年进行合成。合成结果如图正位相年进行合成。合成结果如图6.166.16所示。所示。在在5-65-6月，海温负距平最先出现在龙目岛海峡附近，月，海温负距平最先出现在龙目岛海峡附近，同时东南赤道印度洋上出现东南风异常。同时东南赤道印度洋上出现东南风异常。7

30、-87-8月，负距平加强且沿着印度尼西亚海岸向赤道月，负距平加强且沿着印度尼西亚海岸向赤道方向延伸，而西印度洋开始出现正距平。随后，赤道纬方向延伸，而西印度洋开始出现正距平。随后，赤道纬向风加强并且海温异常呈偶极型分布。向风加强并且海温异常呈偶极型分布。9-109-10月上述特征迅速达到盛期，紧接着快速衰亡。月上述特征迅速达到盛期，紧接着快速衰亡。AndersonAnderson等的研究结果表明这种偶极子分布形态不仅等的研究结果表明这种偶极子分布形态不仅存在于海表温度的变化中，次表层海温变化同样也具有存在于海表温度的变化中，次表层海温变化同样也具有这种特征。这种特征。图图6.16 SST偶极子

31、强度偶极子强度DMI与赤道纬向风异常与赤道纬向风异常Ueq的强耦合。偶极子模态和赤的强耦合。偶极子模态和赤道纬向风场异常的强度的季节发展，从前一年至典型偶极子年的第二年。超过道纬向风场异常的强度的季节发展，从前一年至典型偶极子年的第二年。超过90%信度检验的显著异常以点做标志。（信度检验的显著异常以点做标志。（Saji等，等，1999年）年）作业作业 1 1、为什么赤道型气温年变化中气温一年有两个极大值？、为什么赤道型气温年变化中气温一年有两个极大值？2 2、为什么气温的年较差随纬度的增加而增大？、为什么气温的年较差随纬度的增加而增大？3 3、试说明热带型和温带型气温年变化的特征，并揭示其原因。、试说明热带型和温带型气温年变化的特征，并揭示其原因。4 4、为什么说海陆有物理性质的差异？具体表现在那几方面？、为什么说海陆有物理性质的差异？具体表现在那几方面？5 5、平均纬圈气温的经向分布受那几个因素的影响？其分布是、平均纬圈气温的经向分布受那几个因素的影响？其分布是怎样的？怎样的？6 6、气温的年较差的地理分布？气温的年变化型有那几种？、气温的年较差的地理分布？气温的年变化型有那几种？7 7、说明什么是大陆性、海洋性、地中海、季风气候类型？、说明什么是大陆性、海洋性、地中海、季风气候类型？