海洋生態(tài)學(xué)課件-第八章-大氣與海洋-

1、第八章大氣與海洋8.1 地球大氣的平均狀態(tài)8.1.1 地球大氣的成分與氣象要素一、地球大氣的成分 地球大氣由多種氣體組成，并摻有一些懸浮的固體和液體微粒。在 85km以下的各種氣體成分中，一般可分為兩類。一類稱為定常成分，各成分間大致保持固定比例，這些氣體主要是氮(N2)、氧(O2)、氬(Ar)和一些微量惰性氣體如氖(Ne)、氪(Kr)、氙(Xe)及氦(He)等；另一類稱可變成分，這些氣體 在大氣中的比例隨時間、地點而變，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純凈大氣稱為干潔大氣，簡稱干空氣。其中氮、氧、 氬三種氣體就占了空氣容積

2、的 99.66，如果再加上二氧化碳，則剩下的次 要成分所占的容積是極微小的。觀測結(jié)果表明，實際大氣在 85km 以下，由于 大氣運動和分子擴(kuò)散的結(jié)果，使得空氣充分混合，干潔大氣中各成分的比例 得以維持常定。因此，可以將 85km 高度以下的干空氣當(dāng)做一種平均摩爾質(zhì)量 為 28.9644g/mol 的單一氣體。 大氣的高層，主要成分仍為氮和氧，其他氣體的含量減少。氧氣占地球大氣質(zhì)量的 23，豐富的氧氣是動植物賴以生存、繁殖的必要條件。除了游 離存在的氧氣以外，氧還以硅酸鹽、氧化物和水等化合物形式存在，在高空 則還有臭氧及原子氧。臭氧主要分布在 10-40km 高度處，近地面含量很少，極大值在 2

3、0-25km附近。臭氧在大氣中的比例雖然極小，但因它具有強(qiáng)烈吸收太陽紫外輻射 0.2m-0.3m 的能力，阻擋了強(qiáng)紫外輻射到達(dá)地面，保護(hù)了地球上的生命。 臭氧層濃度的減少或增加，會對氣候變化和人類生活帶來巨大影響。因此， 目前世界上對臭氧的觀測和研究都很重視。 大氣中二氧化碳只占整個大氣容積的萬分之三，多集中在 20km 以下。它主要是有機(jī)物燃燒、腐爛和生物呼吸過程中產(chǎn)生的。因此，在大工業(yè)區(qū)、城 市上空，空氣中二氧化碳的含量較多，有的地區(qū)其含量可超過萬分之五；在 農(nóng)村和人煙稀少的地區(qū)，其含量較少。二氧化碳含量的變化主要是燃燒煤、 石油、天然氣等燃料所引起的，火山爆發(fā)及從碳酸鹽礦物、淺地層里釋放

4、二 氧化碳是次要原因。因此，隨著工業(yè)化的發(fā)展及世界人口的增長，全球大氣 中二氧化碳含量也逐年增加。 二氧化碳能強(qiáng)烈地吸收地球表面發(fā)出的長波輻射并放出長波輻射。這種 “溫室效應(yīng)”在二氧化碳濃度不斷增加時，可能會改變大氣熱平衡，導(dǎo)致大 氣低層和地面的平均溫度上升，這將引起嚴(yán)重的氣候問題。實際大氣中，除上述氣體成分外，還含有水汽及其液態(tài)、固態(tài)微粒。含 有水汽的空氣稱為濕空氣。大氣中水汽僅占地球總水量的 0.001。大氣中 水汽的主要來源是水面，特別是海洋表面的蒸發(fā)。水汽上升凝結(jié)形成水云或 冰云以后，又以降水的形式降到陸地和海洋上。 二、地球大氣的鉛直分層 地球大氣在不同的高度有不同的特征，因此可以分

5、成若干層。最常用的 分層方法是按大氣的溫度結(jié)構(gòu)分層，即根據(jù)鉛直溫度梯度的方向，把大氣分 成對流層、平流層、中層和熱成層，它們分別由稱為“頂”的隔層(如對流層 頂)分開 .(一)對流層對流層是大氣的最低層，下界是地球表面，上界是對流層頂。對流層的主要特點是：溫度隨高度降低；大氣的鉛直混合強(qiáng)；氣象要素水平分布不均 勻。對流層里集中了大氣質(zhì)量的 3/4 和幾乎全部水汽，又有強(qiáng)烈的鉛直運 動，因此主要的天氣現(xiàn)象和天氣過程如寒潮、臺風(fēng)、雷雨、閃電等都發(fā)生在 這一層。大氣吸收的總能量中，直接吸收太陽輻射能約占 10，吸收地面、海面 發(fā)射的紅外輻射約占 90。低層大氣受地、海面加熱，產(chǎn)生強(qiáng)烈的鉛直運動，因此

6、對流層內(nèi)大氣溫度的鉛直分布主要是由大氣與地、海面熱量交換以及大 氣的對流、湍流運動決定的，總趨勢是溫度隨高度增加而降低。大氣探測的 結(jié)果表明，對流層內(nèi)大氣溫度的平均遞減率約為 6.5K/km。大氣溫度隨高度下降到-50- -70左右，再往上，溫度的降低趨緩慢或向上稍有增加，當(dāng)溫 度遞減率減小到 2K/km(或更小)的最低高度，就規(guī)定為對流層頂。對流層頂 的高度隨季節(jié)和緯度變化。赤道附近約為 15-20km 高，極地和溫帶約 8-12km。中緯度地區(qū)，對流層頂?shù)钠露群艽螅⑶页Ｊ遣贿B續(xù)的。(二)平流層由對流層頂向上到 50km 左右的氣層稱為平流層。平流層的底層溫度隨高 度無大變化，其上部的溫度

7、隨高度增加而明顯增高。到平流層的上界溫度可 達(dá) 0左右；大約在 50km 的高度上最高溫度可達(dá) 7，這是由于臭氧強(qiáng)烈吸 收太陽輻射的結(jié)果。這種溫度隨高度的逆增現(xiàn)象使平流層大氣很穩(wěn)定，呈現(xiàn) 出明顯的成層結(jié)構(gòu)，大氣的鉛直運動很弱，多為平流運動并且尺度很大。平流層中水汽含量很少，幾乎沒有在對流層中經(jīng)常出現(xiàn)的各種天氣現(xiàn)象。此外，由于空氣中塵埃很少，大氣透明度很高。 (三)中層從平流層頂?shù)?80-85km 高度的氣層稱中層，也稱中間層。該層的最重要特點是溫度隨高度升高而降低得很快，到中層頂溫度下降到 180K，是大氣中 最冷的部分。中層內(nèi)水汽極少，但在高緯地區(qū)的黃昏前后偶爾會發(fā)現(xiàn)該層存在夜光 云，這種云

8、可能是高層大氣中細(xì)小水滴或冰晶構(gòu)成，也有人認(rèn)為是塵埃構(gòu)成 的。由于溫度隨高度降低很快，所以該層有相當(dāng)強(qiáng)烈的鉛直運動。平流層和中層約包含了大氣質(zhì)量的 1/4。在中層以上，大氣更稀薄了， 其質(zhì)量大約只占大氣總質(zhì)量的十萬分之一。 (四)熱成層熱成層亦稱暖層，是中間層頂以上的大氣層，在該層內(nèi)，溫度始終是隨高度增加的。太陽輻射中波長小于 0.17m 的紫外線輻射幾乎全被該層中的 分子氧和原子氧吸收，吸收的大部分能量用于使氣層增溫。此外，太陽的微 粒輻射和宇宙間的高能粒子也能影響該層的大氣熱狀況。在 100km 以上，大 氣的熱量傳輸主要靠熱傳導(dǎo)過程。由于分子稀少，傳導(dǎo)率小，當(dāng)各高度上所吸收的輻射能和傳到

9、下層去的熱量達(dá)到平衡時，就必然有巨大的溫度梯度。 因此在熱成層內(nèi)，溫度很快就升到幾百度，最終趨于常數(shù)，約在 1000K 以上， 是大氣中溫度最高的層。 熱成層的另一個特點是，溫度日變化和季節(jié)變化很顯著，白天和夜間溫 差可達(dá)幾百度。此外，該層的溫度還受太陽活動的影響，在太陽活動的高峰 期和寧靜期也能差幾百度。在這一層的高緯地區(qū)經(jīng)常會出現(xiàn)一種輝煌瑰麗的大氣光學(xué)現(xiàn)象極 光。熱成層頂以上大氣的邊緣層，叫逸散層，在這一層地球大氣消失于星際 空間的氣體中，這是由于這一層溫度極高，空氣極稀薄，地球引力很小，高 速運動著的空氣原子克服地球引力和其周圍空氣的阻擋，而逸散于星際空 間。 三、氣象要素表示大氣中物理

10、現(xiàn)象與物理過程的物理量稱為氣象要素。它們表征大氣的宏觀物理狀態(tài)，是大氣科學(xué)研究的重要依據(jù)。氣象要素中以氣溫、氣壓、 濕度和風(fēng)為最重要。(一)氣溫 氣溫是大氣溫度的簡稱，一般稱溫度，是表示大氣冷熱程度的物理量。 在一定的容積內(nèi)，一定質(zhì)量空氣的溫度高低與空氣分子的平均動能有關(guān)，且氣體分子運動的平均動能只與絕對溫度 T 有關(guān)。因此，氣溫實質(zhì)上是空氣分 子平均動能大小的表現(xiàn)。雖然熱量和溫度經(jīng)常聯(lián)系在一起，但它們是完全不 同的兩個概念。熱量是能量，而溫度是一種量度。氣象上使用的溫標(biāo)，一種是攝氏溫標(biāo)記作“”；一種是開氏溫標(biāo)記作“K”。開氏溫標(biāo)的零度是絕對零度，即分子完全停止運動的溫度。它們之間 的換算關(guān)系

11、為： T/K=273.16+t/273+t式中 T 表示絕對溫度，t 表示攝氏溫度。通常所說的地面氣溫是指離地面 1.5m高度上百葉箱所測得的溫度。 由于太陽輻射的差異，各地地面平均氣溫隨緯度的變化是明顯的。大氣溫度的分布對于確定大氣的熱力狀態(tài)和風(fēng)場結(jié)構(gòu)是十分重要的。1 月和 7 月平均地面溫度分布，顯示一年中最冷月和最熱月的氣 溫分布。在一年中吸收太陽輻射最多的熱帶，溫度最高。在赤道地區(qū)，由于太陽輻射的梯度較小，使溫度的經(jīng)向梯度很小。在一年中吸收太陽輻射最少的極 區(qū)，溫度則最低。由于南半球海洋面積遠(yuǎn)大于陸地，使溫度在緯圈方向的分 布較北半球均勻。北半球冬季大陸區(qū)域，極地至赤道間的溫度梯度達(dá)最

12、大值。 另外 1 月和 7 月里冷、暖洋流的作用均很明顯。最大的溫度水平梯度位于南、 北半球的中緯地區(qū)，從海岸線和山脈地區(qū)(如落基山、青藏高原、安第斯山和 南極洲)附近等溫線的形狀和很強(qiáng)的梯度來看，陸地和海洋的分布、陸地表面 的特征和地面地形有十分顯著的影響。最冷的地區(qū)在北半球冬季期間的歐亞 大陸北部(亦即西伯利亞和加拿大的東北部)和全年中的南極洲。 (二)氣壓1.定義大氣壓強(qiáng)簡稱氣壓，指觀測高度到大氣上界單位面積上鉛直空氣 柱的重量。測量氣壓的儀器通常有水銀氣壓表和空盒氣壓計兩種。氣壓的單位曾經(jīng) 用毫米(mm)水銀柱高度來表示，但國際單位制用帕斯卡(Pa)來表示，簡稱 “帕”，氣象學(xué)上常用百

13、帕(hPa)。1 百帕是 1 平方厘米面積上受到 1000 達(dá) 因力時的壓強(qiáng)值，即1hPa=1000dyncm-2 而 1Pa=1Nm-2，即 1 帕等于每平方米受力 1 牛頓。百帕與過去曾使用的毫巴 (mb)單位相當(dāng)。氣象學(xué)上曾規(guī)定，把溫度為 0時、緯度為 45 度的海平面的 氣壓作為標(biāo)準(zhǔn)大氣壓，稱為 1 個大氣壓。其值為 760mm 水銀柱高，或相當(dāng)于1013.25hPa。在標(biāo)準(zhǔn)情況下，1mmHg=1.33hPa由此得到 mmHg 與 hPa 間的換算關(guān)系1mmHg = 1.33hPa 4/ 3 hPa1hPa = 0.75mmHg 3/ 4 mmHg1hPa 近似地相當(dāng)于 1cm 靜壓水

14、位。地面氣壓值在 980hPa-1040hPa 之間變動，平均 1013hPa。隨著高度增加，氣壓值按指數(shù)減少，離地面 10km 處的 氣壓值只有地面的 25。由于地表的非均一性及動力、熱力等因子的影響，使實際大氣壓并不呈簡單的緯向分布。根據(jù)各地氣象臺觀測到的海平面氣壓值，在地圖上用等壓 線勾畫出高、低氣壓的分布區(qū)域，就是水平氣壓場。氣壓場中一般可分為低氣壓、高氣壓、低壓槽、高壓脊及鞍形等區(qū)域。 2.大氣靜力方程大氣的密度隨高度的增加而減小，氣壓亦然。大氣又處于不停的運動中，既有水平運動，也有鉛直運動。由于大氣鉛直運動的加 速度比重力加速度的數(shù)值小數(shù)個量級，就每一薄層大氣來說，可以認(rèn)為它受 到

15、重力與鉛直方向的氣壓梯度力相平衡，即處于靜力平衡狀態(tài)。 3.重力位勢天氣分析中，通常在等壓面上分析高度場，但這種高度場不 是幾何高度場，而是位勢高度場。(三)濕度 大氣中含有水汽量的多少及發(fā)生的相變對大氣現(xiàn)象影響甚大，由于測量方法和實際應(yīng)用不同，采用多個濕度參量以表示水汽含量。1.水汽壓和飽和水汽壓一切度量水汽或空氣濕度的方法，基本上均以相 對于純水的平面上蒸發(fā)和凝結(jié)的量為標(biāo)準(zhǔn)。 濕空氣中，由水汽所引起的那一部分壓強(qiáng)稱為水汽壓，以 e 表示，其單 位與壓強(qiáng)的相同。當(dāng)溫度一定時，若從純水的水平面逸入空氣中的水分與從 空氣中進(jìn)入水面的水分在數(shù)量上相同(即處于平衡狀態(tài))，此時水汽所造成的 那部分壓強(qiáng)

16、稱為飽和水汽壓，以 E 表示。飽和水汽壓是溫度的函數(shù)，溫度愈 高，飽和水汽壓愈大。在實際工作中常采用瑪格努斯(Magnus)經(jīng)驗公式表示 飽和水汽壓與溫度的關(guān)系 。E=E0 10 (at/ b+t )E0 是 0的飽和水汽壓 6.11hPa，t 是攝氏溫度，和 b 為常數(shù)。對水面：=7.5，b=237.3 對冰面：=9.5，b=265.5 冰面飽和水汽壓低于同溫度下的水面飽和水汽壓，其差值在-12時最大。不同溫度下水面和冰面的飽和水汽壓可查閱氣象常用表。 2.相對濕度空氣中的實際水汽壓 e 與同溫度下的飽和水汽壓 E 之比，稱 相對濕度，用百分?jǐn)?shù)表示。其表示式為f = e/ E1003.露點對

17、于一定質(zhì)量的濕空氣，若氣壓保持不變，而令其冷卻，則濕度 參量保持不變，但飽和水汽壓 E(t)卻因溫度的降低而減小。當(dāng) E(t)=e 時，空氣達(dá)到飽和。濕空氣等壓降溫達(dá)到飽和時的溫度就是露點溫度 Td。露點完全由空氣的水汽壓決定，是等壓冷卻過程的保守量。 (四)風(fēng)空氣相對于地面作水平運動即為風(fēng)。它既有方向又有大小，是個向量。風(fēng)是大氣顯示能量的一種方式，風(fēng)可以使地球上南北之間、上下之間空氣發(fā) 生交換，同時伴有水汽、熱量、動量的交換。這種交換對整個地球大氣的運 動狀態(tài)有重要意義。因為風(fēng)是向量，需要測量風(fēng)向和風(fēng)速兩個項目，才能完全描繪出風(fēng)的狀 況。中國在漢朝已經(jīng)使用測風(fēng)旗和相風(fēng)鳥來測定風(fēng)向，同時還用羽

18、毛舉高程 度判據(jù)風(fēng)速。這比國外領(lǐng)先了上千年。 風(fēng)向是指風(fēng)的來向，例如北方吹來的風(fēng)叫北風(fēng)，南來的風(fēng)稱南風(fēng)等等。 氣象觀測上用 16 個方位。風(fēng)速是指氣流前進(jìn)的速度。風(fēng)速越大，風(fēng)的自然力量越大。一般用風(fēng)力 來表示風(fēng)速大小。風(fēng)速的單位是 ms-1 或 kmh-1。目前國際上通用蒲福風(fēng)力等級表。 8.1.2 大尺度大氣運動的基本特征一、大氣運動的尺度特征 大氣運動的范圍稱之為“尺度”，大氣的運動是十分復(fù)雜的，從分子運動到湍渦，從小渦旋到塵暴，從龍卷風(fēng)到單個積云，從臺風(fēng)到氣旋、反氣旋， 直到與地球半徑尺度相似的行星波。其運動的水平尺度，從分子的平均自由 程(10-7m)到行星波波長(107m)相差懸殊。

19、通常把有天氣意義的大氣運動，按 其水平尺度而粗略地分為：大尺度系統(tǒng)，包括大氣長波、大型氣旋、反氣旋， 其水平尺度可達(dá)數(shù)千千米；中尺度系統(tǒng)，包括小型氣旋、反氣旋、熱帶風(fēng)暴， 水平尺度數(shù)百千米；小尺度系統(tǒng)，包括小型渦旋，雷暴等，水平尺度幾十千 米；微尺度系統(tǒng)，包括積云、濃積云，水平尺度幾千米。 通常，大氣運動的水平尺度越大，生命史越長，鉛直速度越小；水平尺度越小，生命史越短，鉛直速度越大。必須指出，在旋轉(zhuǎn)地球上，大氣運動必定受到地轉(zhuǎn)偏向力(科氏力)的影 響，水平尺度越大，科氏力的影響越重要，而水平尺度只有數(shù)千米或更小尺 度的運動(例如小尺度和微小尺度系統(tǒng))可以忽略科氏力的影響。中尺度、大 尺度運動

20、的鉛直運動很小，都很好地滿足靜力平衡。 二、自由大氣的地轉(zhuǎn)平衡運動在 1-1.5km 以上的大氣中，摩擦力很小，可以忽略不計，通常稱為自由 大氣。氣壓場在水平方向是不均勻的，雖然水平氣壓梯度的量值遠(yuǎn)小于鉛直 方向，但其對于大氣水平運動是決定性的推動力；考慮到大尺度運動普遍滿 足靜力平衡，因此可視大尺度運動基本上是水平的；u、v 的典型數(shù)值為10m/s，其隨時間變化很小可視為一種定常運動。這樣，在自由大氣中，大尺 度水平運動基本上是在水平氣壓梯度力和科氏力相平衡的條件下維持的地轉(zhuǎn) 平衡運動，在北半球，科氏力在運動的右方。 地轉(zhuǎn)風(fēng) Vg 和水平氣壓梯度垂直，即沿水平面上等壓線吹。在北半球背風(fēng)而 立

21、，高壓在右低壓在左；在南半球則相反，背風(fēng)而立，低壓在右， 高壓在左。地轉(zhuǎn)風(fēng)是嚴(yán)格的平衡運動，空氣質(zhì)點的速率和方向都不變，即等壓線必 須是直線。在自由大氣中可視地轉(zhuǎn)風(fēng)為實際風(fēng)的一種良好近似。但是在等壓 線彎曲的地區(qū)這種近似誤差較大。在赤道上由于科氏力為零，地轉(zhuǎn)關(guān)系不成立。當(dāng)空氣接近地面運動時，由于摩擦力的存在，這時的風(fēng)不是地轉(zhuǎn)風(fēng)，而有加速度，于是便會出現(xiàn)非平 衡運動。 8.1.3 平均大氣環(huán)流一般說來，凡是大范圍的、半球的或全球、對流層、平流層或整層大氣 長期的平均運動狀態(tài)，或某一時段的變化過程，都可以稱為大氣環(huán)流。這么 大范圍的大氣運動的基本狀態(tài)，是各種不同尺度的天氣系統(tǒng)發(fā)生、發(fā)展和移 動的背

22、景條件。也是完成地球-大氣系統(tǒng)的熱量、水分、角動量等輸送和平衡， 以及能量轉(zhuǎn)換的主要機(jī)制；同時也是這些物理量輸送和平衡的結(jié)果。 如上所述，大氣的大尺度運動近似為水平運動，在鉛直方向上，氣壓梯度力與重力基本平衡，因而鉛直加速度和鉛直速度均很?。辉谒椒较?，自 由大氣中的主要作用力是氣壓梯度力和科氏力，這導(dǎo)致了準(zhǔn)地轉(zhuǎn)平衡。因此， 大氣運動大致平行于等壓線，它的風(fēng)速則反比于等壓線之間的距離，在熱帶以外地區(qū)，等壓線近似就是流線。下面介紹大氣環(huán)流 的觀測事實，包括海平面上和 200hPa 上位勢高度的分布及其相應(yīng)的風(fēng)場。 一、海平面氣壓場及風(fēng)場南、北半球的副熱帶地區(qū)(30N 和 30S 附近)有半永久性

23、的高壓，亦即通常所說的副熱帶高壓(簡稱副高)或反氣旋 (在北半球順時針旋轉(zhuǎn)，南半球相反)。它們的赤道一側(cè)有幾乎連續(xù)的低壓帶 (熱帶輻合帶，簡稱為 ITCZ)。在北半球它們的極地一側(cè)還有由冰島低壓和阿留申低壓組成的低壓帶。極地區(qū)域則主要是高壓。 夏季，南、北半球副熱帶高壓向極地方向稍有推移。北大西 洋和北太平洋上的副高已顯著增強(qiáng)。冬季北半球高緯的低壓系統(tǒng)顯著增強(qiáng)， 而南半球的這種變化則不明顯。南半球高緯的低壓系統(tǒng)幾乎形成了繞極地的 低壓帶，并且地面氣壓很低。地面氣壓的最大季節(jié)變化出現(xiàn)在亞洲。冬季， 西伯利亞有一個強(qiáng)反氣旋；而夏季，印度次大陸的北面卻有一個低壓，這一 變化與東南亞的季風(fēng)周期和 IT

24、CZ 的移動有關(guān)。北美大陸也有類似現(xiàn)象，但其變化的強(qiáng)度較弱。北美大陸地面氣壓的年變化小于 10hPa(z100080gpm)，而西伯利亞地區(qū)大于 25hPa(即z1000200gpm)。 事實上，地面風(fēng)大致平行于等壓線，并且高壓在北半球位于風(fēng) 前進(jìn)方向的右側(cè)；在南半球則位于其左側(cè)。大尺度運動有自副熱帶高壓和極 地輻散、向赤道地區(qū)和 60N 附近的低壓帶輻合的分量，這種流入低壓、流 出高壓的非地轉(zhuǎn)效應(yīng)是由于地面邊界層中摩擦和小尺度湍流作用所致。風(fēng)向 與等壓線間的夾角就反映了氣壓梯度力、摩擦力和科氏力間的近似平衡。 二、200hPa 位勢高度場及風(fēng)場在地球上不同的地點和不同的季節(jié)，大氣風(fēng)場變化很大

25、。地面風(fēng)場已在 圖 8-6 中給出。觀測到的 200hPa 風(fēng)場和位勢高度場如圖 8-7。這一高度通常 是對流層急流最大風(fēng)速所在之處。圖中箭頭代表風(fēng)場。由圖可見，箭頭基本 上平行于等高線，這表明大氣運動處于近似地轉(zhuǎn)平衡。在南、北半球均有寬 廣的緯向流，其上疊加有大尺度擾動，亦即行星尺度靜止波，這一環(huán)流主要 是自西向東，并且在南半球更為強(qiáng)大和更趨于緯向方向。在赤道地區(qū)，大氣 風(fēng)場弱于中、高緯度。 圖 8-7(a)，(b)是冬季和夏季 200hPa 風(fēng)場和高度場的情況。由圖中可以看出，急流在冬季明顯加強(qiáng)。北半球夏季，亞洲南部有一個閉合環(huán)流。此時， 急流已北移，如所預(yù)料的那樣，定常波在北半球更顯著一

26、些，并在冬季達(dá)到 最強(qiáng)。在北半球，定常波常表現(xiàn)為波數(shù)為 2 的波狀分布，兩個槽分別位于美 洲和亞洲大陸的東面，二個脊分別位于歐洲和北美的西面。這些定常波的位 相和振幅十分強(qiáng)烈地取決于地面處的強(qiáng)迫。因此，它們也與季節(jié)的變化有關(guān)。 例如隨著季節(jié)變化，槽脊有顯著的東西方向移動。比較 200hPa 高度分布和1000hPa 高度分布(圖 8-6)，可知對流層中的高緯度槽脊隨高度增加有顯著西 傾現(xiàn)象。這一傾斜是與地面低壓上游的冷平流和地面高壓上游的暖平流相連 的。 緯向風(fēng)在南半球的分布比北半球均勻，這與南半球地面較為均勻的特征有關(guān)。北半球亞洲東部和美洲東部存在強(qiáng)勁的急流。西風(fēng)帶有明顯的季節(jié)性 移動，它向

27、夏半球的極地移動約 10 個緯度。在冬半球由于極地與赤道間溫度 梯度增大，西風(fēng)強(qiáng)度也達(dá)最大。緯向風(fēng)速的最大季節(jié)差異位于南、北半球緯 度的 30附近。 三、平均大氣環(huán)流的鉛直結(jié)構(gòu)溫壓場的結(jié)構(gòu)和地轉(zhuǎn)風(fēng)關(guān)系，決定了地球大氣緯向風(fēng)結(jié)構(gòu)。根據(jù)觀測資料，得到緯向風(fēng)時間平均的鉛直和經(jīng)向分布。觀測結(jié)果表明，在北半球沿經(jīng)圈有三個閉合環(huán)流圈，在熱帶和極地各有 一個直接環(huán)流圈，即空氣自較暖處上升，在對流層上部向較冷處流去，然后 下沉，而在對流層低層空氣由冷處流向暖處，構(gòu)成一個閉合系統(tǒng)。在熱帶的 稱哈得萊(Hadley)環(huán)流。在極地的環(huán)流稱極地環(huán)流。在兩個直接環(huán)流之間的 中高緯地區(qū)則存在一個與直接環(huán)流相反的閉合環(huán)流圈

28、，稱之為間接環(huán)流圈。該環(huán)流圈的特點是在暖處下沉，冷處上升，是一個較弱的環(huán)流圈。這個間接 環(huán)流圈亦稱費雷爾(Ferrel)環(huán)流。圖 8-8 是一個綜合的理想化的經(jīng)圈三圈環(huán) 流模式，這是一種氣候平均模式。與三圈環(huán)流對應(yīng)的地面氣流，在低緯度和極地附近大致是東風(fēng)帶，而在 中緯度是西風(fēng)帶。高空氣流在中高緯度地區(qū)基本上都是西風(fēng)，與地面風(fēng)帶不 同，主要系統(tǒng)喪失了經(jīng)向風(fēng)分量變成真正的西風(fēng)。在赤道上空是東風(fēng)控制。 8.1.4 季風(fēng)季風(fēng)是大范圍盛行風(fēng)向隨季節(jié)有顯著變化的風(fēng)系。主要是由于海陸溫度 對比的季節(jié)性變化和地球上行星風(fēng)系的季節(jié)性南北移動所致。因此，考慮到 季風(fēng)的成因，季風(fēng)的定義不應(yīng)只著重于盛行風(fēng)向和風(fēng)速，季

29、風(fēng)應(yīng)當(dāng)是兩種不 同性質(zhì)氣流的交替，它具有以下特點：(1)盛行風(fēng)向隨著季節(jié)的變化而有很大的不同，甚至接近于相反方向；(2)兩種季節(jié)(冬季風(fēng)和夏季風(fēng))各有不同的源地，因而其氣團(tuán)性質(zhì)有著本 質(zhì)的差異； 3)能夠給天氣現(xiàn)象造成明顯不同的各種季節(jié)，例如雨季和旱季、冬夏明顯對比等。 全球有三個季風(fēng)區(qū)，一是印度季風(fēng)區(qū)，二是東亞季風(fēng)區(qū)，三是西非季風(fēng)區(qū)。東亞南亞是世界最著名的季風(fēng)氣候區(qū)，這里冬季盛行東北氣流(華北東北為西北氣流)，天氣寒冷、干燥、少雨；夏季盛行西南氣流(中國東部至 日本盛行東南氣流)，天氣炎熱、濕潤、多雨。 季風(fēng)的形成和維持是一個復(fù)雜的過程，受各種因素的影響，這些因素主 要有：(1)海陸影響古典

30、季風(fēng)的定義，即認(rèn)為季風(fēng)是海陸冷熱源的直接熱力環(huán) 流。冬季大陸為高壓冷源，海洋為低壓熱源，地面盛行風(fēng)從大陸吹向海洋； 夏季太陽加熱作用使地面變暖，大陸為低壓熱源，海洋溫度較低，風(fēng)從海洋 吹向陸地。海陸熱機(jī)造成的風(fēng)向變化反映了季風(fēng)的本質(zhì)，因而可以認(rèn)為海陸熱機(jī)是季風(fēng)的主要成因。但若只考慮海陸熱力差異是季風(fēng)的唯一成因，那么 所有海邊都該有季風(fēng)，而且高緯季風(fēng)要比低緯季風(fēng)顯著得多，因為高緯溫度 年較差要大得多。但實際情況正相反，最顯著的季風(fēng)氣候出現(xiàn)在亞洲非洲 的低緯地區(qū)。因此，季風(fēng)不可能單純由海陸差異來解釋。 (2)行星環(huán)流影響在表面均勻的地球上，行星風(fēng)帶基本上是緯線方向的。 冬夏之間，這些行星風(fēng)帶有顯著

31、的經(jīng)線方向位移，強(qiáng)度也有很大變化，在二 支行星風(fēng)帶交替地區(qū)，隨著行星環(huán)流的季節(jié)性轉(zhuǎn)移，盛行風(fēng)向往往近于相反。 有人把這種現(xiàn)象稱為行星季風(fēng)。這種現(xiàn)象以低緯度地區(qū)(30N-30S)最為 顯著。正好在東非經(jīng)南亞到東亞一帶，海陸熱機(jī)和行星環(huán)流季節(jié)變化共同作 用，造就了最顯著的季風(fēng)氣候區(qū)。相反，在高緯度，由于夏季極冰冷源的作用(極區(qū)地面溫度不易超過融冰 的溫度)，反而削弱了高緯海陸冷熱源的熱力環(huán)流，致使高緯度上難以形成季 風(fēng)環(huán)流。 (3)青藏高原大地形影響與海陸之間的熱力差異相類似，巨大而高聳的青 藏高原與周圍自由大氣間同樣存在著季節(jié)性熱力差異，也就必然會產(chǎn)生類似 季風(fēng)的現(xiàn)象。在冬季，青藏高原是個冷源，

32、高原低層形成冷高壓，盛行反氣 旋環(huán)流，在東南側(cè)盛行北東北風(fēng)，這與東亞冬季風(fēng)一致，增強(qiáng)了冬季風(fēng) 環(huán)流；在夏季，高原是個熱源，低層形成強(qiáng)大的熱低壓，盛行氣旋式環(huán)流。 它與我國東部西北太平洋副熱帶高壓相配合，不僅使其東側(cè)的西南季風(fēng)增 厚，而且使夏季西南季風(fēng)更加深入到華北以至東北地區(qū)。夏季高原的巨大熱 源還有助于南亞高壓和高層?xùn)|風(fēng)急流的形成及維持，這與印度西南季風(fēng)的爆 發(fā)性發(fā)展是有直接關(guān)系的。 除海陸分布影響行星風(fēng)帶的冷暖季節(jié)變化以及大地形影響外，南北半球氣流間的相互作用等，也直接影響季風(fēng)的形成及維持。季風(fēng)環(huán)流是大氣環(huán)流中的重要成員之一，因此與東、西風(fēng)帶，西風(fēng)急流，經(jīng)圈環(huán)流，大型渦旋等構(gòu)成大氣環(huán)流的統(tǒng)

33、一體，它們之間相互制約，相互影響，構(gòu)成了變化多端的大氣運動的圖象。 8.2 海洋上的天氣系統(tǒng)8.2.1 鋒面與溫帶氣旋中緯度地區(qū)屬西風(fēng)帶，西風(fēng)帶的擾動如高空槽、脊、氣旋、反氣旋等都 是中緯地區(qū)天氣舞臺上的主要角色，是典型的溫帶天氣系統(tǒng)。這些系統(tǒng)既可 發(fā)生在陸上，也可以發(fā)生在海洋上。一、鋒面 長期的大范圍的天氣觀測發(fā)現(xiàn)，在地球大氣的低層存在著物理屬性(例如溫度、濕度、穩(wěn)定度等)相對比較均勻的大規(guī)模的空氣集團(tuán)，其水平尺度數(shù)千 千米，鉛直尺度可達(dá)對流層頂，這種大規(guī)模的空氣集團(tuán)稱之為氣團(tuán)。一個氣 團(tuán)內(nèi)部由于物理屬性相近，其天氣現(xiàn)象也大體一致。 依據(jù)溫度的不同，可將氣團(tuán)分為冷氣團(tuán)和暖氣團(tuán)。性質(zhì)不同的兩種

34、氣團(tuán) 之間有一狹窄的過渡區(qū)域稱為鋒區(qū)。由于鋒區(qū)的寬度比長度小得多，故可看 作一個面，即稱為鋒面，鋒面與地面的交線稱為鋒。鋒面是一個傾斜的曲面， 其坡度約為 1/501/100。被冷氣團(tuán)推動移向暖氣團(tuán)的鋒面稱為冷鋒，被暖 氣團(tuán)推動移向冷氣團(tuán)的鋒面稱為暖鋒。 鋒面附近的云雨現(xiàn)象成為鋒面天氣的主要特征。鋒面性質(zhì)不同，鋒面天 氣也不同。冷鋒天氣主要發(fā)生在地面冷鋒后。有時屬穩(wěn)定持續(xù)性降水，有時 屬陣性降水。但實際天氣又與暖空氣的性質(zhì)有關(guān)。夏季，暖空氣比較潮濕， 地面鋒前后常發(fā)生旺盛的積雨云和雷雨天氣(圖 8-10b)；冬季，由于暖空氣 比較干燥，地面鋒前只出現(xiàn)層狀云，只在鋒面移近時，才有較厚的云層，鋒

35、面過后，天氣很快轉(zhuǎn)好。暖鋒坡度較小，暖空氣沿著鋒面緩慢爬升，以層狀 云為主，越往前云越高，云層越薄，降水出現(xiàn)在暖鋒前的冷區(qū)里。 二、溫帶氣旋依流場的觀點稱低壓系統(tǒng)為氣旋，帶有鋒面的氣旋稱鋒面氣旋。鋒面氣 旋多產(chǎn)生于溫帶，亦稱溫帶氣旋。鋒面氣旋是中緯度的主要天氣系統(tǒng)，其直 徑從數(shù)百到數(shù)千千米，其中心強(qiáng)度一般在 1000hPa 左右，最強(qiáng)的可達(dá) 960hPa 左右，是一種劇烈的天氣系統(tǒng)。鋒面氣旋的發(fā)生和發(fā)展，其原因是復(fù)雜的，有低空的，也有高空的影響；有動力的，也有熱力因素的作用。如果把它看做是一種大氣波動，把氣旋的 發(fā)展與鋒面的發(fā)展演變聯(lián)系起來，其生命史可分為波動階段、成熟階段、錮 囚階段和消亡階

36、段。 鋒面氣旋天氣是由各方面因素決定的。云雨天氣是其主要特征。鋒面氣 旋在波動階段強(qiáng)度一般較弱，壞天氣區(qū)域較小。當(dāng)鋒面氣旋處于發(fā)展階段， 氣旋區(qū)域內(nèi)的風(fēng)速普遍增大，云和降水模式如圖 8-11 所示。氣旋前部具有暖 鋒云系，依次是低云(如雨層云，Ns)中云(如高層云，As)和高云(如卷層云， Cs)，氣旋后部具有冷鋒云系和降水特征。當(dāng)鋒面氣旋發(fā)展到錮囚階段時，氣 旋區(qū)內(nèi)地面風(fēng)速較大，降水加劇。當(dāng)鋒面進(jìn)入消亡階段，云和降水減弱，云 底抬高，最終消失。整個生命史約 3-5 天。 三、爆發(fā)性氣旋 在中緯度海洋上常發(fā)生一種急速發(fā)展的氣旋，其中心氣壓在 24 小時內(nèi)下降達(dá) 24hPa 以上，引起海上強(qiáng)風(fēng)，

37、風(fēng)速可達(dá) 20-30m/s，成為海上嚴(yán)重的災(zāi) 害性天氣。當(dāng) 24 小時內(nèi)氣旋加深率至少每小時 1hPa 時，稱為氣旋的爆發(fā)性 發(fā)展，這種氣旋稱爆發(fā)性氣旋。1975 年 2 月 4-5 日，在大西洋上一個氣旋 在 24 小時內(nèi)竟然由 1004hPa 降至 952hPa，其強(qiáng)度完全象一個強(qiáng)臺風(fēng)。顯然 這種爆發(fā)性氣旋對海上航行是一大威脅。1978 年大西洋爆發(fā)性氣旋造成兩艘 大型輪船傾覆，1980 年 12 月 27 日-1981 年 1 月 3 日，8 天中在西北太平洋 連續(xù)發(fā)生 7 次海難事故，都是由爆發(fā)性氣旋造成的。 爆發(fā)性氣旋主要發(fā)生在大陸東岸，太平洋和大西洋的西部，尤其在黑潮 流域和灣流流

38、域。在太平洋上，最多發(fā)生在 30-45N 之間的冬季風(fēng)活動 區(qū)，但在阿留申低壓的位置上卻極少發(fā)生。其發(fā)生數(shù)有明顯的季節(jié)變化，多 發(fā)生在冬半年，以 1 月份為最頻。當(dāng)冷空氣移到暖洋面上，會產(chǎn)生很強(qiáng)的水 汽和熱量交換，使得氣旋獲得能量而爆發(fā)性發(fā)展。爆發(fā)性氣旋的發(fā)展與高空槽的關(guān)系很密切，多數(shù)情況是當(dāng)高空槽在地面 氣旋的西南方若 5 個經(jīng)度的距離時，地面氣旋易于獲得發(fā)展，這是一種斜壓 擾動發(fā)展的重要機(jī)制。爆發(fā)性氣旋多數(shù)沿 500hPa 行星鋒區(qū)移動。 8.2.2 熱帶氣旋與臺風(fēng)一、一般說明 臺風(fēng)是發(fā)生在熱帶海洋上的一種具有暖心結(jié)構(gòu)的氣旋性渦旋，是達(dá)到一定強(qiáng)度的熱帶氣旋。臺風(fēng)伴有狂風(fēng)暴雨，是一種災(zāi)害性天

39、氣系統(tǒng)。世界各地對臺風(fēng)的稱謂不同，在東太平洋和大西洋稱颶風(fēng)，在印度洋稱熱帶風(fēng)暴，在 南半球稱熱帶氣旋。 中國對發(fā)生在北太平洋西部和南海的熱帶氣旋，根據(jù)國際慣例，依據(jù)其中心最大風(fēng)力分為：熱帶低壓(Tropicaldepression)，最大風(fēng)速8 級，(17.2m/s)；熱帶風(fēng)暴(Tropicalstorm)，最大風(fēng)速 89 級，(17.2-24.4m/s)； 強(qiáng)熱帶風(fēng)暴 (Severetropicalstorm)，最大風(fēng)速 10- 11 級， (24.5 -32.6m/s)；臺風(fēng)(Ty-phoon)，最大風(fēng)速12 級，(32.7m/s)。 臺風(fēng)的生命期一般為 3-8 天，臺風(fēng)直徑一般為 600

40、-1000km，最大的可 達(dá) 2000km，最小的只有 100k。在北半球，臺風(fēng)集中發(fā)生在 7-10 月，尤以8、9 月最多。據(jù)統(tǒng)計，每年 5-11 月臺風(fēng)可能影響或登陸中國。全球每年平均大約有 80 個熱帶氣旋發(fā)生，其中半數(shù)以上可以發(fā)展成臺 風(fēng)，臺風(fēng)集中發(fā)生在西北太平洋、孟加拉灣、東北太平洋、西北大西洋、阿 拉伯海、南印度洋、西南太平洋和澳大利亞西北海域等 8 個地區(qū)。西太平洋 是全球熱帶氣旋發(fā)生最多的地區(qū)，約占全球總數(shù)的三分之一。熱帶氣旋的多 發(fā)地帶集中在 5-10緯度帶內(nèi)，而南北半球緯度 5以內(nèi)幾乎沒有熱帶氣 旋發(fā)生。 二、臺風(fēng)的結(jié)構(gòu) 臺風(fēng)是一種天氣尺度、暖中心的強(qiáng)氣旋性渦旋，在北半球呈

41、逆時針旋轉(zhuǎn)，在南半球呈順時針旋轉(zhuǎn)。發(fā)展成熟的臺風(fēng)其要素值多呈圓形對稱分布，臺風(fēng) 渦旋半徑一般為 500-1000km，鉛直范圍一般到對流層頂。臺風(fēng)中心氣壓值 (即風(fēng)暴強(qiáng)度)一般在 960hPa 以下，在地面天氣圖上等壓線表現(xiàn)為一個圓形 (或橢圓形)對稱的、氣壓梯度極大的閉合低氣壓系統(tǒng)，水平氣壓梯度能達(dá) 5-10hPa/10km，臺風(fēng)過境時，測站氣壓自記曲線出現(xiàn)明顯的漏斗狀氣壓深谷(圖8-12)，發(fā)展成熟的臺風(fēng)往往有臺風(fēng)眼，即在深厚云區(qū)的中間有一個直徑為幾十千米近似圓形的晴空少云區(qū)，眼區(qū)為微風(fēng)或靜風(fēng)，氣壓最低，平均直徑為30-40km。 臺風(fēng)眼區(qū)外圍的圓環(huán)狀云區(qū)稱為臺風(fēng)云墻或眼壁，云墻區(qū)主要是

42、由一些高大對流云組成，其高度通常在 15km 以上，寬度為 20-30km，在云 墻區(qū)域有強(qiáng)烈的上升運動，其值可達(dá) 5-13m/s，云墻附近是風(fēng)雨最劇烈的地 區(qū)，摧毀性的大風(fēng)暴雨常常發(fā)生在這里。臺風(fēng)云墻到臺風(fēng)外緣是臺風(fēng)的螺旋 云雨帶，它也是臺風(fēng)的重要特征之一，是由一條或幾條螺旋云帶旋向臺風(fēng)中 心眼壁的，云帶區(qū)對流活動旺盛，有顯著的上升運動。臺風(fēng)表現(xiàn)為強(qiáng)烈的氣旋性環(huán)流，低層有強(qiáng)烈的流入，高層有強(qiáng)烈的流出， 并有極強(qiáng)烈的上升運動。地面是氣旋式輻合流場，氣流從四周以螺旋曲線的 形式流向臺風(fēng)中心區(qū)。臺風(fēng)天氣表現(xiàn)為大風(fēng)、暴雨、狂浪和風(fēng)暴潮。 T.T.Fusita 等人根據(jù)衛(wèi)星、雷達(dá)、飛機(jī)和常規(guī)資料給出了

43、成熟臺風(fēng)的三 維結(jié)構(gòu)模式(圖 8-13)，圖 8-13a 是臺風(fēng)頂部流場特征，空氣從臺風(fēng)中心向四 周流出，從眼壁至 200km 處呈氣旋性輻散流出，之外則呈反氣旋性流出。a 圖的右半部表示沒有外雨帶時的流場情況，其左半部為有外部對流云帶的情 況，b 圖是與 a 圖對應(yīng)的臺風(fēng)鉛直剖面圖，為了清楚地表達(dá)鉛直方向上各物 理量的分布，這里把鉛直尺度放大了。在臺風(fēng)低層由于邊界層的摩擦作用， 外圍空氣氣旋式旋轉(zhuǎn)著流向中心區(qū)，到達(dá)眼壁附近，內(nèi)流急劇減小，相應(yīng)地 輻合最強(qiáng)，形成高聳的云墻。臺風(fēng)頂部空氣輻散外流，在臺風(fēng)外部開始下沉， 形成臺風(fēng)的鉛直環(huán)流圈。有外雨帶時，內(nèi)外雨帶之間也存在著一支下沉氣流。 臺風(fēng)中心

44、也有速度不大的下沉氣流。 三、臺風(fēng)的移動臺風(fēng)形成后，向哪里移動是臺風(fēng)預(yù)報中最關(guān)鍵的問題。西太平洋臺風(fēng)和南海臺風(fēng)生成后，主要移動路徑有西行、西北行、轉(zhuǎn)向型等幾種情況。但也出現(xiàn)異常路徑，如打轉(zhuǎn)、突然轉(zhuǎn)向、蛇行路徑等。臺風(fēng)移動除受自身旋轉(zhuǎn)的影響外，最重要的是受環(huán)境流場的影響。副熱 帶高壓對臺風(fēng)移動的影響是最直接、最主要的大型天氣系統(tǒng)。這不僅是因為 副熱帶高壓離臺風(fēng)近，而且由于其時間持久、空間尺度大。當(dāng)副熱帶高壓呈 東西向帶狀、且較強(qiáng)時，位于其南側(cè)的臺風(fēng)將穩(wěn)定西行。當(dāng)臺風(fēng)東側(cè)有副熱 帶高壓脊南伸，臺風(fēng)移向具有明顯的北分量。當(dāng)臺風(fēng)位于副熱帶高壓西南側(cè) 時，將轉(zhuǎn)向北上。當(dāng)臺風(fēng)進(jìn)入西風(fēng)帶，處于副高北側(cè)時，將

45、在副高和西風(fēng)帶 系統(tǒng)共同作用下，向東東北方向移動。此外，臺風(fēng)的移動還受西風(fēng)帶天氣系統(tǒng)和熱帶天氣系統(tǒng)等的影響。8.2.3 副熱帶高壓在南北半球的副熱帶地區(qū)，存在著副熱帶高壓帶，它是由若干高壓單體 組成的，這些單體統(tǒng)稱為副熱帶高壓。影響中國的副熱帶高壓是西太平洋熱 帶高壓，其次是青藏高壓。本節(jié)主要討論太平洋副熱帶高壓的結(jié)構(gòu)、活動及 其對中國的天氣的影響。 一、太平洋副熱帶高壓的結(jié)構(gòu) 太平洋副熱帶高壓常年存在，是一個深厚的暖性高壓系統(tǒng)。其范圍和強(qiáng)度，夏季遠(yuǎn)超過冬季。太平洋副熱帶高壓呈東西向扁平狀，其長軸多呈西西 南東東北走向。在對流層內(nèi)，高壓區(qū)與高溫區(qū)的分布一致，每一高壓單體都配合一個暖 中心。高壓

46、的低層往往存在逆溫層，是由下沉運動造成的。 由于這是一個暖性高壓，其強(qiáng)度隨高度增強(qiáng)，所以兩側(cè)的風(fēng)速隨高度增 大，其北側(cè)在 200hPa 附近出現(xiàn)西風(fēng)急流，風(fēng)速在 40m/s 以上；南側(cè)為東風(fēng)急 流，中心位于 130hPa 附近，風(fēng)速比西風(fēng)急流小。整個高壓區(qū)為負(fù)渦度，且隨高度增大，而其散度場在低空以輻散占優(yōu)勢， 主要位于南部。 二、西太平洋副熱帶高壓的活動 在對流層中上層，太平洋副熱帶高壓(以下簡稱太平洋副高)的主體一般位于海上，其西端的高壓脊在夏季可伸入中國大陸。西太平洋副高的活動， 主要表現(xiàn)為季節(jié)變化和長期變化。西太平洋副高具有明顯的季節(jié)變化，從 5 月到 8 月西太平洋副高由南向 北推進(jìn)，

47、8 月達(dá)到最北，8 月后南退。圖 8-15 給出 5-8 月 500hPa、588 位勢 什米等值線所代表的西太平洋副熱帶高壓脊的月平均位置。副高在北進(jìn)與南 退的過程中并非勻速運動，而是一種南北振蕩，時而穩(wěn)定少動，時而跳躍， 時而緩慢移動。 西太平洋副高有季節(jié)變化，同時還出現(xiàn)為期兩周的所謂中期變化或為期 一周左右的短期變化，這種變化往往與周圍大型天氣系統(tǒng)如西風(fēng)帶系統(tǒng)或東 風(fēng)帶系統(tǒng)的影響有關(guān)。太平洋副高還表現(xiàn)出一種時間尺度在年以上的長期變化。例如某些年份副高強(qiáng)度強(qiáng)，位置偏北、偏西；而另一些年份強(qiáng)度弱，位置偏南、偏東。這 兩種異常情況都直接影響中國的天氣，會導(dǎo)致長時間的天氣異常。 8.2.4 熱帶

48、輻合帶熱帶輻合帶(ITCZ)又稱赤道輻合帶，是赤道低壓帶兩側(cè)南北半球信風(fēng)形 成的氣流輻合帶。它構(gòu)成 Hadley 環(huán)流的上升支。這是低緯行星尺度天氣系 統(tǒng)，可以存在于全球熱帶地區(qū)，在某些地區(qū)還可看到兩個輻合帶(雙輻合帶) 同時存在的現(xiàn)象。熱帶輻合帶是熱帶地區(qū)熱量、水汽集中最多的地帶，也是熱帶擾動發(fā)生 的主要源地，熱帶風(fēng)暴、臺風(fēng)和颶風(fēng)多是輻合帶上的擾動發(fā)展起來的。據(jù)統(tǒng) 計，太平洋上熱帶風(fēng)暴 80以上產(chǎn)生在熱帶輻合帶。在輻合帶的控制下，輻 合氣流可以造成強(qiáng)烈的對流活動，出現(xiàn)劇烈的天氣變化，這是低緯重要的天 氣系統(tǒng)。 在輻合帶附近，信風(fēng)邊界層的濕空氣摩擦輻合以及空氣對流上升形成積 雨云。在一定條件下

49、，這些積雨云組成對流云團(tuán)，形成大范圍的上升運動。 在對流云團(tuán)里，天氣非?；钴S，常有雷暴陣雨出現(xiàn)，風(fēng)力可達(dá) 8-9 級，在強(qiáng) 烈發(fā)展的對流云中，有猛烈的湍流存在。在同一條輻合帶上，天氣可存在很大差別。大范圍降水和強(qiáng)烈的天氣，一般都出現(xiàn)在輻合最強(qiáng)或氣旋式環(huán)流最 強(qiáng)的地方。 熱帶輻合帶的位置隨季節(jié)而南北移動，但在不同地區(qū)，輻合帶的進(jìn)退情 況有所不同。北半球，一般在東太平洋至大西洋上，由東北信風(fēng)和東南信風(fēng) 匯合而構(gòu)成的輻合帶稱為信風(fēng)槽型，全年位置少變，基本在 5-10N 之 間。在大西洋，8 月份可移到 10-15N。在西太平洋至南亞以至北非的輻 合帶，其北側(cè)為偏東風(fēng)或東北風(fēng)，南側(cè)是偏西風(fēng)或西南季風(fēng)(

50、為季風(fēng)槽型)。 這一區(qū)域輻合帶的位置變化較大，與季風(fēng)的進(jìn)退有密切聯(lián)系。圖 8-16 給出 西太平洋冬季(12 月)和夏季(8 月)ITCZ 和 IPCZ 的實測流場(1985-1990)。 由圖中可以清楚地看出熱帶輻合帶的季節(jié)變化。 8.3 海洋-大氣相互作用8.3.1 海洋在氣候系統(tǒng)中的地位一、氣候系統(tǒng) (一)氣候系統(tǒng)的組成 氣候系統(tǒng)的提出是氣候?qū)W研究進(jìn)入一個新階段的重要標(biāo)志之一。在個這意義上，人們不僅要研究大氣內(nèi)部過程對氣候變化的影響，同時也要考慮海 洋、冰雪、地表以及生物狀況對氣候變化的作用。即把氣候變化視為包括大 氣、海洋、冰雪圈、陸地表面和生物圈組成的氣候系統(tǒng)的總體行為。上述各 子系

51、統(tǒng)之間的各種物理、化學(xué)以及生物過程的相互作用，決定了氣候的長期 平均狀態(tài)以及各種時間尺度的變化。 氣候系統(tǒng)的概念可以用圖 8-17 表示。它既包括了大氣和海洋等子系統(tǒng) 內(nèi)部的各種過程，例如大氣和海洋環(huán)流、大氣中水的相變以及海洋中鹽度的 變化等，又更多地反映了各個子系統(tǒng)間的相互作用，例如海-氣相互作用、陸-氣相互作用、冰-海相互作用、大氣-冰雪相互作用以及氣候(大氣)-生物相 互作用等等。越來越多的事實表明，上述各種相互作用過程對氣候及其變化 的影響是復(fù)雜的，也是十分重要的。大氣運動及氣候的狀態(tài)和變化都同太陽輻射有著非常重要的關(guān)系，特別是太陽輻射為大氣和海洋的運動以至生物活動提供了最基本的能源。

52、太陽活 動所引起的太陽輻射的改變也必然對地球氣候及其變化發(fā)生重要影響。因 此，氣候系統(tǒng)還應(yīng)包括天文因素(主要是太陽活動)在內(nèi)。 (二)氣候系統(tǒng)的性質(zhì)正如圖 8-17 所示，氣候系統(tǒng)是由五個主要分量構(gòu)成的綜合系統(tǒng)，這五 個相互聯(lián)系和相互作用的分量是：大氣圈、水圈(海洋)、冰雪圈、巖石圈和 生物圈。這些子系統(tǒng)都是開放的非孤立系統(tǒng)。作為一個整體，我們假定全球氣候系統(tǒng)對能量而言是非孤立系統(tǒng)，對外與外層空間的物質(zhì)交換而言則是一個封 閉系統(tǒng)。大氣圈、水圈、冰雪圈和生物圈構(gòu)成了一個由復(fù)雜物理過程聯(lián)系起 來的串級系統(tǒng)。這些物理過程包括穿越邊界的能量、動量和物質(zhì)輸送，且生 成了大量的反饋機(jī)制。 氣候系統(tǒng)的各分量

53、是非均勻的熱力學(xué)-動力學(xué)系統(tǒng)，它們可以用化學(xué)組成，熱力學(xué)及力學(xué)狀態(tài)加以描述。 氣候系統(tǒng)各不同分量的估計時間尺度(正比于響應(yīng)時間尺度)在不同子系統(tǒng)之間變化很大，甚至在同一個子系統(tǒng)內(nèi)變化也很大。大氣邊界層內(nèi)的時間 尺度從幾分鐘到數(shù)小時。自由大氣時間尺度由數(shù)周到幾個月。海洋表面混合 層的時間尺度是數(shù)周到幾年。對于深層海水則從幾十年到幾千年。海冰是幾 周到幾十年。內(nèi)陸水和植被由幾個月至幾百年。對冰川來說其時間尺度為世 紀(jì)量級，而冰原的時間尺度是幾千年甚至更長。地殼構(gòu)造現(xiàn)象的時間尺度在 千萬年的量級。 由于氣候系統(tǒng)內(nèi)部的復(fù)雜性以及不同的系統(tǒng)有不同的響應(yīng)時間，在研究 氣候系統(tǒng)時，不可能也不必要把全部子系統(tǒng)

54、同時考慮在內(nèi)，因而可依序考慮 內(nèi)部系統(tǒng)和外部系統(tǒng)。首先，把那些具有最短響應(yīng)時間的系統(tǒng)看成是同一級的內(nèi)部系統(tǒng)，于是就可把所有其它分量看成是外部系統(tǒng)。例如，對于數(shù)小時 到幾個月的時間尺度，大氣可以看成是氣候系統(tǒng)的唯一內(nèi)部分量，而海洋、 冰雪、陸地表面、生物圈都可處理成邊界條件和外強(qiáng)迫。對于由數(shù)月到幾百 年的時間尺度，氣候內(nèi)部系統(tǒng)必須包括大氣和海洋，也應(yīng)考慮雪蓋、海冰和 生物圈。對于時間尺度超過幾百年的氣候變化研究，還必須考慮整個冰雪圈 和生物圈，而把巖石圈看成是外強(qiáng)迫。 氣候系統(tǒng)主要由兩個外強(qiáng)迫來制約其全球行為，它們就是太陽輻射和重 力作用。在外強(qiáng)迫中必須把太陽輻射看成是主要因子，因為它提供了驅(qū)動

55、氣 候系統(tǒng)的幾乎所有能量。到達(dá)大氣頂?shù)奶栞椛溆幸徊糠謧鬏斚聛?，一部?轉(zhuǎn)換成最終由大氣和海洋環(huán)流耗散掉的其它形式的能量，另一部分則用于化 學(xué)和生物過程。在氣候系統(tǒng)內(nèi)部，能量以多種形式存在，如熱能、勢能、動 能、化學(xué)能，以及短波太陽輻射能和長波地面輻射能。在所有各種形式的能 量中，我們可以不考慮電能和磁能，因為它們僅在非常高的大氣層中起作用。 由于地球的球形、軌道運動和地球軸的傾斜，短波輻射不均勻地分布在 氣候系統(tǒng)的不同部分。與極區(qū)相比，有更多的太陽輻射到達(dá)熱帶地區(qū)并被吸 收。把地球作為一個整體，觀測表明，這一系統(tǒng)通過紅外輻射失去的能量差 不多等同于由入射太陽輻射得到的能量。由于赤道和兩極地區(qū)

56、觀測到的溫差不大，地球射出輻射隨緯度的降低比起吸收的太陽輻射隨緯度的降低要弱得多，從而使熱帶地區(qū)有能量的凈收 入。自 40緯度的向極地區(qū)有能量的凈虧損。這種能量的源匯分布為發(fā)生在 氣候系統(tǒng)內(nèi)幾乎所有的熱力學(xué)過程(一般是不可逆的)，包括大氣和海洋環(huán) 流，提供了基本的原動力。 二、海洋在氣候系統(tǒng)中的地位海洋在地球氣候的形成和變化中的重要作用已越來越為人們所認(rèn)識，它 是地球氣候系統(tǒng)的最重要的組成部分。80 年代的研究結(jié)果清楚地表明，海洋-大氣相互作用是氣候變化問題的核心內(nèi)容，對于幾年到幾十年時間尺度的氣候變化及其預(yù)測，只有在充分了解大氣和海洋的耦合作用及其動力學(xué)的基礎(chǔ) 上才能得到解決。海洋在氣候系統(tǒng)

57、中的重要地位是由海洋自身的性質(zhì)所決定的。 地球表面約 71為海洋所覆蓋，全球海洋吸收的太陽輻射量約占進(jìn)入地球大氣頂?shù)目偺栞椛淞康?70左右。因此，海洋，尤其是熱帶海洋，是大 氣運動的重要能源。海洋有著極大的熱容量，相對大氣運動而言，海洋運動比較穩(wěn)定，運動和變化比較緩慢。海洋是地球大氣系統(tǒng)中 CO2 的最大的匯。上述三個重要性質(zhì)，決定了海洋對大氣運動和氣候變化具有不可忽視的 影響。 (一)海洋對大氣系統(tǒng)熱力平衡的影響海洋吸收太陽入射輻射的 70，其絕大部分(85左右)被貯存在海洋表 層(混合層)中。這些被貯存的能量將以潛熱、長波輻射和感熱交換的形式輸 送給大氣，驅(qū)動大氣的運動。因此，海洋熱狀況

58、的變化以及海面蒸發(fā)的強(qiáng)弱 都將對大氣運動的能量產(chǎn)生重要影響，從而引起氣候的變化。海洋并非靜止的水體，它也有各種尺度的運動，海洋環(huán)流在地球大氣系 統(tǒng)的能量輸送和平衡中起著重要作用。由于地球大氣系統(tǒng)中低緯地區(qū)獲得的凈輻射能多于高緯地區(qū)，因此，要保持能量平衡，必須有能量從低緯地區(qū)向 高緯地區(qū)輸送。 研究表明，全球平均有近 70的經(jīng)向能量輸送是由大氣完成 的，還有 30的經(jīng)向能量輸送要由海洋來承擔(dān)。而且在不同的緯度帶，大氣 和海洋各自輸送能量的相對值也不同，在 0-30N 的低緯度區(qū)域，海洋輸 送的能量超過大氣的輸送，最大值在 20N 附近，海洋的輸送在那里達(dá)到了74，但在 30N 以北的區(qū)域，大氣輸

59、送的能量超過海洋的輸送，在 50N 附近有最強(qiáng)的大氣輸送。這樣，對地球大氣系統(tǒng)的熱量平衡來講，在中低緯 度主要由海洋環(huán)流把低緯度的多余熱量向較高緯度輸送；在中緯度的 50N 附近，因有西部邊界流的輸送，通過海氣間的強(qiáng)烈熱交換，海洋把相當(dāng)多的 熱量輸送給大氣，再由大氣環(huán)流以特定形式將能量向更高緯度輸送。因此， 如果海洋對熱量的經(jīng)向輸送發(fā)生異常，必將對全球氣候變化產(chǎn)生重要影響。 (二)海洋對水汽循環(huán)的影響 大氣中的水汽含量及其變化既是氣候變化的表征之一，又會對氣候產(chǎn)生重要影響。大氣中水汽量的絕大部分(86)由海洋供給，尤其低緯度海洋， 是大氣中水汽的主要源地。因此，不同的海洋狀況通過蒸發(fā)和凝結(jié)過程

60、將會 對氣候及其變化產(chǎn)生影響。 (三)海洋對大氣運動的調(diào)諧作用 因海洋的熱力學(xué)和動力學(xué)慣性使然，海洋的運動和變化具有明顯的緩慢性和持續(xù)性。海洋的這一特征一方面使海洋有較強(qiáng)的“記憶”能力，可以把大氣環(huán)流的變化通過海氣相互作用將信息貯存于海洋中，然后再對大氣運動 產(chǎn)生作用；另一方面，海洋的熱慣性使得海洋狀況的變化有滯后效應(yīng)，例如 海洋對太陽輻射季節(jié)變化的響應(yīng)要比陸地落后 1 個月左右；通過海氣耦合作 用還可以使較高頻率的大氣變化(擾動)減頻，導(dǎo)致大氣中較高頻變化轉(zhuǎn)化成 為較低頻的變化。 (四)海洋對溫室效應(yīng)的緩解作用海洋，尤其是海洋環(huán)流，不僅減小了低緯大氣的增熱，使高緯大氣加熱， 降水量亦發(fā)生相應(yīng)