海洋学导论-(大气)第八章

1、 第一章第一章 绪论绪论 第二章第二章 地球系统与海底科学地球系统与海底科学 第三章第三章 海水的物理特性和世界大洋的层化结构海水的物理特性和世界大洋的层化结构 第四章第四章 海水的化学组成和特性海水的化学组成和特性 第五章第五章 海洋环流海洋环流 海洋中的波动现象海洋中的波动现象 第七章第七章 潮汐潮汐 第八章第八章 大气与海洋大气与海洋 第九章第九章 海洋生物海洋生物 第十章第十章 海洋中的声、光传播及其应用海洋中的声、光传播及其应用 第十一章第十一章 卫星海洋遥感卫星海洋遥感 第十二章第十二章 中国近海的区域海洋学中国近海的区域海洋学 （基本要求：了解对流层、平流层特点，大气环流结构特点

2、，温带及热带气（基本要求：了解对流层、平流层特点，大气环流结构特点，温带及热带气 旋，副热带高压结构及活动，海气作用特征；掌握气象要素、地面气温、位势旋，副热带高压结构及活动，海气作用特征；掌握气象要素、地面气温、位势 高度、水汽压、地转风、大气环流、季风、气团、锋面、气旋、台风、气候系高度、水汽压、地转风、大气环流、季风、气团、锋面、气旋、台风、气候系 统、统、ESNO等概念；理解大气静力方程、玛格努斯经验式、海洋在气候系统中等概念；理解大气静力方程、玛格努斯经验式、海洋在气候系统中 的作用等规律。学会气象学有关图形的解读方法的作用等规律。学会气象学有关图形的解读方法. ) 8.1 8.1

3、地球大气的平均状态地球大气的平均状态 (1.5(1.5学时）学时） 8.2 8.2 海洋上的天气系统海洋上的天气系统 (1.0学时）学时） 8.3 8.3 海洋海洋- -大气相互作用大气相互作用 (1.5学时）学时） 8.1 8.1 地球大气的平均状态地球大气的平均状态(1.5学时）学时） 8.1.1 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 (P233)(P233) 一、地球大气的成分一、地球大气的成分 1 1、组成、组成(composition)(composition)： 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地球大气由多种气体组成，并掺有一些悬浮的固

4、体和液体微粒, , 在在85km85km以下以下 的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为定常成分，这些气体主要是氮的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为定常成分，这些气体主要是氮 (N(N2 2) )、氧、氧(O(O2 2) )、氩、氩(Ar)(Ar)和一些微量惰性气体如氖和一些微量惰性气体如氖(Ne)(Ne)、氪、氪(Kr)(Kr)、氙、氙(Xe)(Xe)及氦及氦(He)(He) 等；另一类称可变成分，包括水汽等；另一类称可变成分，包括水汽(H(H2 2O)O)、二氧化碳、二氧化碳(CO(CO2 2) )、臭氧、臭氧(O(O3 3) )和一些碳、和一些碳、 硫、氮的化合物。硫、氮的化

5、合物。 2、干洁大气、干洁大气(dry air)： 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、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氩三种气体就占了空气容积的99.66%99.66%。其他的及其微少。氧气占地球大气质量。其他的及其微少。氧气占地球大气质量 的的23%23%，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，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。在，在高空则还有臭氧及原子氧。 臭氧臭氧 主要分布在主要分布在(10(10 40)km40)

6、km高度处，近地面含量很少，极大值在高度处，近地面含量很少，极大值在(20-(20- 25)km25)km附近。具有强烈吸收太阳紫外辐射附近。具有强烈吸收太阳紫外辐射(0.2m-0.3m)(0.2m-0.3m)的能力，对气候变化的能力，对气候变化 和人类生活会带来巨大影响。和人类生活会带来巨大影响。 大气的高层，主要成分仍为氮和氧，其他气体的含量减少。大气的高层，主要成分仍为氮和氧，其他气体的含量减少。 大气中二氧化碳大气中二氧化碳(carbon dioxide)(carbon dioxide)只占整个大气容积的万分之三，多集中只占整个大气容积的万分之三，多集中 在在20km20km以下。二氧

7、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。以下。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。 “温室效应温室效应”将引起严重的气候问题。将引起严重的气候问题。 3 3 、含有水汽的、含有水汽的 空气称为湿空气空气称为湿空气(wet air)(wet air)。 大气中水汽仅占地球总水量的大气中水汽仅占地球总水量的0.001%0.001%。大气中水汽的主要来源是水面，特。大气中水汽的主要来源是水面，特 别是海洋表面的蒸发。别是海洋表面的蒸发。 图图8-1 大气的铅直温度廓线大气的铅直温度廓线 二、地球大气的铅直分层二、地球大气的铅直分层 (P234) 最常用的是按大气的

8、温度结构分层，即根据铅直温度梯度的方向，把大气分最常用的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 成成对流层、对流层、平流层、平流层、中层、中层、热成层，它们分别由称为热成层，它们分别由称为“顶顶”的隔层（如的隔层（如 对流层顶）分开（图对流层顶）分开（图8-1）。）。 大气层结构示意图大气层结构示意图 位于大气圈最下层，其底与地面相接，温度随高度增加而降低位于大气圈最下层，其底与地面相接，温度随高度增加而降低; 铅直混合强；铅直混合强； 气象要素水平分布不均匀。温度平均递减率气象要素水平分布不均匀。温度平均递减率6.5K/km,最低最低-50-70度。集中了大气度。集中了大

9、气 质量的质量的3/4和几乎全部水汽。主要天气现象和过程都发生在这一层。当温度平均和几乎全部水汽。主要天气现象和过程都发生在这一层。当温度平均 递减率递减率2K/km的最低高度，规定为对流层顶层的最低高度，规定为对流层顶层,其高度随季节和纬度而变化。低纬其高度随季节和纬度而变化。低纬 1520km，极地和温带，极地和温带812km。 对流层顶到对流层顶到50km左右。温度低层无变化，上部随高度增加明显增高。上界左右。温度低层无变化，上部随高度增加明显增高。上界 温达温达0摄氏度，最高温可达摄氏度，最高温可达7摄氏度。摄氏度。几乎无天气现象几乎无天气现象，由于，由于尘埃很少尘埃很少，大气透明大气

10、透明 度很高度很高，存在臭氧层。空气较对流层稀薄，大气能见度高，适合飞机航行。，存在臭氧层。空气较对流层稀薄，大气能见度高，适合飞机航行。 在在800km高以上，为高以上，为逸散层。逸散层。地球大气与星际空间气体成为一体地球大气与星际空间气体成为一体。 三、气象要素（三、气象要素（P236） 描述大气物理现象及过程的物理量。其中重要的有气温、气压、湿度、风描述大气物理现象及过程的物理量。其中重要的有气温、气压、湿度、风 （一）气温（一）气温(temperature)：表示大气冷热程度的物理量，实质是空气分子平均：表示大气冷热程度的物理量，实质是空气分子平均 动能的体现。动能的体现。 温标温标(

11、thermometric scale)：摄氏：摄氏()和开氏和开氏(K)；地面气温指离地面；地面气温指离地面1.5m 百叶箱测温。百叶箱测温。 分布：受太阳辐射、海陆分布、陆地表面特征和地面地形、环流作用等影分布：受太阳辐射、海陆分布、陆地表面特征和地面地形、环流作用等影 响。热带气温最高（响。热带气温最高（2830），极地最低（北极：），极地最低（北极：-48-12；南极；南极-30- 66）如图）如图8-2a，2b所示。（所示。（P237、238） （二）、气压（二）、气压 （P239） 1. 定义定义 大气压强简称气压，指从观测高度到大气上界单位面积上铅直空气柱大气压强简称气压，指从观测

12、高度到大气上界单位面积上铅直空气柱 的重量为大气压。的重量为大气压。 测量气压的仪器通常有测量气压的仪器通常有水银气压表水银气压表和和空盒气压计空盒气压计两种。气象学常用毫米（两种。气象学常用毫米（mm） 水银柱高度百帕。水银柱高度百帕。 1hPa=1000dyncm-2 hPahPammHg 3 4 33. 11= 图图8-3是根据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、是根据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

13、压脊及鞍形等区域。低压槽、高压脊及鞍形等区域。 等值线等值线 大气中水大气中水 平气流呈平气流呈 顺（逆）顺（逆） 旋转旋转高高 压反气旋压反气旋 2. 大气静力方程大气静力方程 大气的密度随高度的增加而减小，气压亦然。由于大气铅直大气的密度随高度的增加而减小，气压亦然。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。（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。（P239） 图图8-4，为单位截面，为单位截面

14、积，厚积，厚dz的空气块，无水的空气块，无水 平运动，静止时平运动，静止时,向下向下重重 力力mg=dzg与向上压力与向上压力 差差 应相等。应相等。 图图8-4 坐标系统坐标系统 厚厚 铅直方向所受重力为铅直方向所受重力为mg=gdz 顶部和底部受到的压力差顶部和底部受到的压力差 z p g 1 = ) (dZ Z p pp+ )(Zpp = 或或 ，称为，称为大气静力方程大气静力方程，式中式中g为重力加速度。为重力加速度。 由于大气在水平方向气压分布相对均匀，由于大气在水平方向气压分布相对均匀，100km内才有内才有1hPa的气压差，而在的气压差，而在 近地面气层中，铅直方向每升高近地面气

15、层中，铅直方向每升高8m，气压就减少，气压就减少hPa，因而在一定范围内可以，因而在一定范围内可以 认为认为 ，则静力方程可以写成，则静力方程可以写成 ： g Z p 上式广泛应用。（大气密度与重力加速度的乘积的负值，等于气压铅直梯度）上式广泛应用。（大气密度与重力加速度的乘积的负值，等于气压铅直梯度） pg dz dp = 中中g0=9.80665，它不再表示重力加速度，而只是一个数值。，它不再表示重力加速度，而只是一个数值。H的单位是的单位是gpm （位势米），（位势米），1gpm相当于相当于9.80665J/kg的重力位势。所以的重力位势。所以g0可以看做是重力位势可以看做是重力位势 与

16、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。义却截然不同。 3. 重力位势重力位势 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。是位势高度场。习惯上以位势高度习惯上以位势高度H表示重力位势的大小，定义表示重力位势的大小，定义 0 0 1 z gdz g H = （三）湿度（三）湿度 指指大气中含有水汽量的程度（多少）。由于测量方法和实际应用不同，而采由于测量方法和实际应用不同，而采 用多个湿度参量。用多个湿

17、度参量。 1.饱和水汽压（饱和水汽压（E） 由水汽所引起的那一部分压强称为水汽压，以由水汽所引起的那一部分压强称为水汽压，以e表示。饱和，指汽液二相平表示。饱和，指汽液二相平 衡（共存）的状态。衡（共存）的状态。 E0是是0的饱和水汽压的饱和水汽压6.11hPa，t是摄氏温度，是摄氏温度，a和和b为常数。为常数。 对水面：对水面：a=7.5,b=237.3 对冰面：对冰面：a=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。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。不同温度下水面和冰

18、面的饱和水汽压可查阅气象常用表。 + = tb at EE10 0 玛格努斯经验式：玛格努斯经验式： tb at E Et + = 0 lg 或或 2. 2.相对湿度（相对湿度（f f） 是大气实际水汽压是大气实际水汽压e e与同温下饱和水汽压与同温下饱和水汽压E E之比（的百分比），即之比（的百分比），即: : f=e/E f=e/E100%100% 3. 3.露点露点 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，但饱和水汽压度参量保持不变，但饱和水汽压E E（t t）却因温度的降低而减小。当）却因温度的降低而

19、减小。当E E（t t）=e=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TdTd。 露点完全由空气的水汽压决定，是等压冷却过程的保守量。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（四）风 空气相对于地面作水平运动即为风。风是大气显示能量的一种方式，风可空气相对于地面作水平运动即为风。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。交换。 风是矢量。风是矢量。风向风向

20、，指风的来向指风的来向，气象上用，气象上用1616个方位。个方位。 风速，指气流前进的速率，风速，指气流前进的速率，msms-1 -1， ，kmhkmh-1 -1。 。 风速共风速共1212级：无风、软风、轻风、微风、和风、消劲风、强风、疾风、大风、级：无风、软风、轻风、微风、和风、消劲风、强风、疾风、大风、 烈风、狂风、暴风、飓风。烈风、狂风、暴风、飓风。 8.1.2 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 （P242P242） 一、大气运动的尺度特征一、大气运动的尺度特征 大气运动的范围称之为大气运动的范围称之为“尺度尺度”，大气的运动是十分复杂的，从分子运动到，大气

21、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。地球半径尺度相似的行星波。 通常把大气运动，按其水平尺度通常把大气运动，按其水平尺度+分为分为: 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，其水平尺度可达数数 千千米千千米； 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，水平尺度数百千米数百千米； 小尺度系统，包括小型涡旋，雷暴等，水平

22、尺度小尺度系统，包括小型涡旋，雷暴等，水平尺度几十千米几十千米； 微尺度系统，包括积云、浓积云，水平尺度微尺度系统，包括积云、浓积云，水平尺度几千米几千米。 表表8-1 大气运动分类及特征量大气运动分类及特征量 表表8-18-1，主要按水平尺度分类的各尺度大气运动的基本特征，其中包括水平尺度，主要按水平尺度分类的各尺度大气运动的基本特征，其中包括水平尺度 （L L）、垂直尺度（）、垂直尺度（H H）、水平速度（）、水平速度（U U）、垂直速度（）、垂直速度（W W）和生命史（）和生命史（）。）。 提示：在大、中尺度的大气运动需考虑科氏力的影响。提示：在大、中尺度的大气运动需考虑科氏力的影响。

23、二、自由大气的地转平衡运动二、自由大气的地转平衡运动 (P243) 在（在（11.5）km以上的大气中，摩擦力很小，通常称为自由大气。以上的大气中，摩擦力很小，通常称为自由大气。 在自由大气在自由大气 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（图转平衡运动，在北半球，科氏力在运动的右方（图8-5）。）。 式中式中 表示科氏力或地转偏向力。表示科氏力或地转偏向力。 kf kfp= 1 水平运动推动力是水平气压梯水平运动推动力是水平气压梯 度度 （水平气

24、压梯度力）（水平气压梯度力）；水；水 平速度为常数（平速度为常数（10ms10ms-1 -1），故大尺 ），故大尺 度运动可视为度运动可视为地转平衡运动地转平衡运动，即二，即二 力相平衡：力相平衡： ) 1 (p 压力压力 地转风地转风 图图8-5 地转风关系地转风关系 地转风地转风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，）；在南半球则相反，背风而立，低压在右， 高压在左。高压在左。 地转风是严格的平衡运动，空气质点的速率和

25、方向都不变，即等压线必须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。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。动。 8.1.3 平均大气环流平均大气环流 （

26、P244） 大气环流大气环流，指大范围（半、全球，某层，整层）的大气长期的平均运动，指大范围（半、全球，某层，整层）的大气长期的平均运动 概念，或某时段的变化过程。它提供天气系统的背景条件，地球概念，或某时段的变化过程。它提供天气系统的背景条件，地球-大气相互作大气相互作 用的机制及结果。用的机制及结果。 图图8-68-6是北半球冬季（是北半球冬季（a a）和夏季（）和夏季（b b）1000hPa1000hPa位势高度场上的扰动，位势高度场上的扰动， （Z Z1000 1000-Z -ZSA SA1000 1000），实际上也等效于天气分析中常用的海平面气压场。 ），实际上也等效于天气分析中常

27、用的海平面气压场。其中其中ZSA1000 （=113gpm，gpm位势米位势米）是由）是由NMC标准大气所得到的标准大气所得到的1000hPa平均高度。平均高度。矢矢 量是地面风场，量是地面风场，在地转平衡情形下，在地转平衡情形下，箭头应该平行于等高线，箭头尾部的每一箭头应该平行于等高线，箭头尾部的每一 条斜杠代表条斜杠代表2m/s的风速。的风速。图中等高线也可以解释为海平面上的等压线，因为图中等高线也可以解释为海平面上的等压线，因为1位位 势米相当于约势米相当于约0.121hPa， NMC-美国国家气象中心美国国家气象中心 由图由图8-6 （a）,（b）对比可见，南、北半球的副热带地区（）对

28、比可见，南、北半球的副热带地区（30N和和30S 附近）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（在北半球顺时针旋转,南半球相反）。南半球相反）。它们的赤道一侧有几乎连续的低压带它们的赤道一侧有几乎连续的低压带 （热带辐合带，简称为（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。留申低压组成的低压带。极地区域则主要是高压。 图图8-6b 北半球夏季北半球夏季1000hPa

29、高度扰动高度扰动Z1000-ZSA1000的全球分布（单位：位势米）。的全球分布（单位：位势米）。ZSA1000 （=113gpm）是由）是由NMC标准大气所得的标准大气所得的1000hPa平均高度。矢量是地面风场，每一条斜杠代表平均高度。矢量是地面风场，每一条斜杠代表2m/s 的风速（据文献的风速（据文献1） 图图8-6a 北半球冬季北半球冬季1000hPa高度扰动高度扰动Z1000-ZSA1000的全球分布（据文献的全球分布（据文献1） 二、二、200hPa200hPa位势高度场及风场位势高度场及风场 图图8-78-7（P248P248、249249），风场（箭头）约平行于等高（位势高度）

30、线。风场有），风场（箭头）约平行于等高（位势高度）线。风场有 宽广的自西向东的纬向环流，南半球更显著，赤道区较弱。（附：定常波、槽脊宽广的自西向东的纬向环流，南半球更显著，赤道区较弱。（附：定常波、槽脊 与图尚联系不上）与图尚联系不上） 三、平均大气环流的铅直结构三、平均大气环流的铅直结构 (P247-250) 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，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。得到纬向风时间平均的铅直和经向分布。 观测结果表明，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

31、个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。在对流层低层空气由冷处流向暖处，构成一个闭合系统。 图图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。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。 图图8-8 地球大气综合环流图地球大气综合环流图 （在中心圆面内表示地面气压带和风系；（在中心圆面内表示地面气压带和风系； 在圆面左上半部在圆面左上半部 表示平均纬向风

32、系；右上半部表示平均表示平均纬向风系；右上半部表示平均 经向环流）（据文献经向环流）（据文献3） 8.1.4 季季 风风 (P250) 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。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。 与三圈环流对应的地面气流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，主度是西风带。高空气流在中

33、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。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。 （1）特点）特点 盛行风向不同盛行风向不同 源地不同源地不同 造成季节不同造成季节不同 三个季风区三个季风区 一个是印度季风区，二是东亚季风区，三是西非季风区。一个是印度季风区，二是东亚季风区，三是西非季风区。 （下图（下图8-9阴影部分）（阴影部分）（P251） 图图8-9 季风气候区域分布图季风气候区域分布图 （2 2）成因）成因 海陆热力差异。地面盛行风从高压冷源吹向低压热源。极区无此季风。海陆热力差异。地面盛行风从高压冷

34、源吹向低压热源。极区无此季风。 行星环流。纬向行星风随季节向经向位移，行星环流。纬向行星风随季节向经向位移，3030N N3030S S显著。显著。 大地形。大地形。 8.2 8.2 海洋上的天气系统海洋上的天气系统 (1.0学时）学时） 8.2.18.2.1锋面与温带气旋锋面与温带气旋 一、锋面一、锋面 (P252） 气团气团，是物理性质均匀的大尺度的空气集合（系统）。故气团内天气现象，是物理性质均匀的大尺度的空气集合（系统）。故气团内天气现象 基本相同。基本相同。 锋面锋面，是冷、暖气团间倾斜的过渡面（区）或界面，也称锋区，锋面与地，是冷、暖气团间倾斜的过渡面（区）或界面，也称锋区，锋面与

35、地 面的交线称为锋。被冷（或暖）气团推动移向暖（或冷）气团的锋面，称为冷面的交线称为锋。被冷（或暖）气团推动移向暖（或冷）气团的锋面，称为冷 （或暖）锋。如图（或暖）锋。如图8-108-10（P252P252），其主要特征是其附近有云雨现象（为锋面天），其主要特征是其附近有云雨现象（为锋面天 气）。冷风相应于积雨云，暖锋相应于层状云。气）。冷风相应于积雨云，暖锋相应于层状云。 图图8-10 锋面示意图锋面示意图 暖风坡度1/150 暖风坡度1/100 二、温带气旋二、温带气旋 (P253) 气旋，指低压系统。气旋，指低压系统。 温带气旋，指多产生于温带的带有锋面的气旋。其直径温带气旋，指多产生

36、于温带的带有锋面的气旋。其直径102103km，中心，中心 强度强度1000hPa，最强，最强960hPa。为中纬度主要的剧烈的天气系统。其生命史分为四阶。为中纬度主要的剧烈的天气系统。其生命史分为四阶 段，历时段，历时35天：（天气模式天：（天气模式,如图如图8-11） 图图8-11 8-11 锋面气旋发展锋面气旋发展 阶段的天气模式阶段的天气模式 图中图中实线实线为等压线为等压线 云的符号云的符号:Ci:Ci卷云卷云,Cs,Cs 卷层云卷层云,As,As高层云高层云,Ns,Ns 雨层云雨层云,St,St层云层云,Ac,Ac高高 积云积云,Cb,Cb积雨云积雨云,Sc,Sc层层 积云）积云）

37、 暖锋暖锋 高空高空 气流气流 冷锋冷锋 发展阶段发展阶段 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天气是由各方面因素决定的。云雨天气是其主要特征. . 云雨天气是其主要特征云雨天气是其主要特征 三、爆发性气旋三、爆发性气旋 (P254)(P254) 气旋加深率，指每小时气旋中心气压下降的数值（气旋加深率，指每小时气旋中心气压下降的数值（-dp/dt-dp/dt）。用于描述气旋）。用于描述气旋 发展速率。发展速率。 爆发性气旋，指爆发性气旋，指2424小时内，气旋加深率小时内，气旋加深率 1hPah-1 1hPah-1的气旋。可造成海难的气旋。可造成海难 事故。多发生在大

38、陆东岸、太平洋和大西洋的西部，冬季。事故。多发生在大陆东岸、太平洋和大西洋的西部，冬季。 8.2.2 8.2.2 热带气旋与台风热带气旋与台风 （P254P254） 一、台风一、台风 是发生在热带海洋上的一种具有是发生在热带海洋上的一种具有暖心暖心结构的结构的气旋性涡旋气旋性涡旋，是达到一定强，是达到一定强 度的度的热带气旋热带气旋。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。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 称呼不同，北太平洋西部和南海叫强台风，称呼不同，北太平洋西部和南海叫强台风，指风速指风速32.7ms-1（12级风）级风） ；在东；在东 太平洋和大

39、西洋称飓风，指风力太平洋和大西洋称飓风，指风力12级，级，8-11级称为热带风暴，级称为热带风暴，7级以下为热带低气级以下为热带低气 压；在印度洋称热带风暴，孟加拉湾也称气旋性风暴（压；在印度洋称热带风暴，孟加拉湾也称气旋性风暴（ 8级以上），在南半球称热级以上），在南半球称热 带气旋。带气旋。 台风是暖中心的气旋性漩涡【低层气流辐合（如自行车的车条，由外围向中台风是暖中心的气旋性漩涡【低层气流辐合（如自行车的车条，由外围向中 心集中。反之，为辐散。）流入的上升环流】。生命史心集中。反之，为辐散。）流入的上升环流】。生命史3 38 8天。半径天。半径1001002000km2000km， 高高

40、8 820km20km。北半球。北半球7 71010月。月。 全球年均全球年均8080个热带气旋发生个热带气旋发生 。台风超过。台风超过4040个，西太平洋占个，西太平洋占1/31/3，多在，多在5 5 1010纬度带。纬度带。 二、台风的结构二、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，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园形对称分布，台风涡在南半球呈顺时针旋转。发展成熟的台风其要素值多呈园形对称分布，台风涡 旋半径一般为（旋半径一般为（5001000）km，铅直范围一般到对流层顶

41、。，铅直范围一般到对流层顶。 台风中心气压值或风暴强度小于台风中心气压值或风暴强度小于960hPa，地面天气图等压线为圆形。水平，地面天气图等压线为圆形。水平 气压梯度气压梯度510hPa/10km。过境气压曲线呈漏斗状深谷（见图。过境气压曲线呈漏斗状深谷（见图8-12，最小值，最小值 914.5hPa）。（）。（P255） 图图8-12 1956年年8月月18日日8月月2日日07时浙江时浙江 石浦气压变化曲线石浦气压变化曲线 台风眼，指深厚云层中间直径台风眼，指深厚云层中间直径 303040km40km的圆形晴空少云区。气压的圆形晴空少云区。气压 最低。眼区为微（静）风区。最低。眼区为微（静

42、）风区。 台风云墙（眼壁），指眼区外台风云墙（眼壁），指眼区外 围的环状云区。云墙区是对流云，围的环状云区。云墙区是对流云， 高高15km15km，宽，宽202030km30km，强烈的上升，强烈的上升 运动（运动（5 513 ms13 ms-1 -1）为大风暴雨区。 ）为大风暴雨区。 台风螺旋云雨带，指台风云墙台风螺旋云雨带，指台风云墙 至台风外缘的区域。一条或数条螺至台风外缘的区域。一条或数条螺 旋云带旋向台风云墙，显著的上升旋云带旋向台风云墙，显著的上升 运动。运动。 台风的三维结构模式，如图台风的三维结构模式，如图5-5- 1313。（。（P256P256） 图图5-13a 5-13a

43、 是台风顶部流场特征是台风顶部流场特征 图图5-13b 5-13b 台风铅直剖面图台风铅直剖面图 三、台风的移动三、台风的移动 取决于自身旋转和环境流场状况。后者主要是副热带高压（取向、温取决于自身旋转和环境流场状况。后者主要是副热带高压（取向、温 度、范围），其次是西风带。图度、范围），其次是西风带。图5-14.5-14.（P257P257） 图图5-14 5-14 台风移动路径台风移动路径 8.2.3 8.2.3 副副带带热高压热高压 （P257 P257 ） 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

44、成的，这些单体统称为副热带高压。成的，这些单体统称为副热带高压。 一、太平洋副热带高压的结构一、太平洋副热带高压的结构 副热带高压常年存在（夏季范围，强度副热带高压常年存在（夏季范围，强度 冬季），东西向，扁平状。冬季），东西向，扁平状。 每一高压单位皆有一个暖中心。高压低层常有下沉运动造成的逆温层。每一高压单位皆有一个暖中心。高压低层常有下沉运动造成的逆温层。 （若温度随高度的增加而升高，则这种铅直运动分布为逆温，具有逆温层结的（若温度随高度的增加而升高，则这种铅直运动分布为逆温，具有逆温层结的 大气层，称为逆温层。）副热带高压强度随高度增强。北侧有西风急流，南侧大气层，称为逆温层。）副热带

45、高压强度随高度增强。北侧有西风急流，南侧 有东风急流。有东风急流。 二、西太平洋副热带高压的活动（二、西太平洋副热带高压的活动（P258P258） 季节变化（振荡）：季节变化（振荡）：5 58 8月，由南向北推进（月，由南向北推进（10103030N N）而后南返，见）而后南返，见 图（图（8-158-15）。常年变化：强度持续强（或弱），位置持续偏北、偏西（或偏南、）。常年变化：强度持续强（或弱），位置持续偏北、偏西（或偏南、 偏东）。偏东）。 图图8-15 500hPa8-15 500hPa西太平洋副高脊的月平均位置西太平洋副高脊的月平均位置 图图5-155-15给出给出5 58 8月月5

46、00hPa500hPa、588588位势米等值线所代表的西太平洋副热带高压位势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。荡，时而稳定少动，时而跳跃，时而缓慢移动。 8.2.4 8.2.4 热带辐合带热带辐合带 （P259P259） 热带辐合带（热带辐合带（ITCZ）又称赤）又称赤 道辐合带，是赤道低压带两侧南北道辐合带，是赤道低压带两侧南北 半球信风形成的气流辐合带。半球信风形成的气流辐合带。 辐合气流可导致强烈对流运动。

47、辐合气流可导致强烈对流运动。 它是热量、水汽最集中地区，它是热量、水汽最集中地区， 也是热带气旋或扰动主要源地。也是热带气旋或扰动主要源地。 其位量随季节而南北移动。北其位量随季节而南北移动。北 半球，由东北信风和东南信风汇合半球，由东北信风和东南信风汇合 而成的，称为信风槽型，在而成的，称为信风槽型，在5 10N，在大西洋可移至，在大西洋可移至10 15N。 （a a）1212月平均海面风流线图月平均海面风流线图 （b b）8 8月平均海面风流线图月平均海面风流线图 图图8-16 西太平洋热带辐合带西太平洋热带辐合带 8.3 8.3 海洋海洋- -大气相互作用大气相互作用 (1.5学时）学时

48、） 8.3.1 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 (P260) (P260) 一、气候系统一、气候系统 （一）气候系统的组成（一）气候系统的组成 （1）定义：由大气圈、海洋、冰雪圈、岩石圈和生物圈（称五个子系统或）定义：由大气圈、海洋、冰雪圈、岩石圈和生物圈（称五个子系统或 分量）组成的系统。分量）组成的系统。 （2）气候：气候变化是气候系统的总体行为。海洋）气候：气候变化是气候系统的总体行为。海洋-大气、陆表大气、陆表-大气、冰大气、冰 雪雪-大气、生物大气、生物-大气等界面相互作用对气候及其变化有重要影响。大气等界面相互作用对气候及其变化有重要影响。(图图8-17)

49、太太 阳辐射是上述相互作用的最基本能源。因此，太阳活动（天文因素）也是气阳辐射是上述相互作用的最基本能源。因此，太阳活动（天文因素）也是气 候系统的子系统之一。候系统的子系统之一。 图图5-17 5-17 气候系统示意图（据文献气候系统示意图（据文献22） （二）气候系统的性质（二）气候系统的性质（P261） 性性 质质： 其总体上，能量是开放的，物质是封闭的。其总体上，能量是开放的，物质是封闭的。 子系统子系统： 各各子系统可用化学组成、热力学及动力学状态加以描述子系统可用化学组成、热力学及动力学状态加以描述。各时间。各时间 尺度各异（分、小时、周、月、年、尺度各异（分、小时、周、月、年、1

50、0、102、103、104年等），各响应时间各异年等），各响应时间各异 （正比于时间尺度）。例如，大气边界层的时间尺度从（正比于时间尺度）。例如，大气边界层的时间尺度从几分钟几分钟到到数小时数小时为小时为小时； 自由大气时间尺度由自由大气时间尺度由数周数周到到几个月几个月为月为月；海洋表面混合层海洋表面混合层时间尺度是时间尺度是数周（月）数周（月） 到到几年几年为年为年；深层海水时间尺度则从；深层海水时间尺度则从几十年几十年到到几千年几千年为为100-103年年；海冰则是；海冰则是 几周到几十年【为几周到几十年【为101年年】；对于冰川时间尺度是为】；对于冰川时间尺度是为世纪量级世纪量级【10

51、2年年】；冰原时】；冰原时 间尺度间尺度几千年几千年【为【为103年年】；】；地壳构造的时间尺度地壳构造的时间尺度千万年千万年【为为104万年万年】。】。 在数月的时间尺度，可只考虑大气子系统，其它视为边界条件和外强在数月的时间尺度，可只考虑大气子系统，其它视为边界条件和外强 迫（限制、制约因素）。迫（限制、制约因素）。 影响因子影响因子： 太阳辐射是外强迫的主要因子。地球整体上，其长波失去能太阳辐射是外强迫的主要因子。地球整体上，其长波失去能 量与太阳辐射得到能量基本相等。局部上，热带有能量净收入，量与太阳辐射得到能量基本相等。局部上，热带有能量净收入，40纬度的向极纬度的向极 地区能量净亏

52、损，这种能量分布是发生热力学过程的基本动力。地区能量净亏损，这种能量分布是发生热力学过程的基本动力。 二、海洋在气候系统中的地位二、海洋在气候系统中的地位 公认为是最重要的组分。海洋公认为是最重要的组分。海洋-大气相互作用是气候变化的核心内容。大气相互作用是气候变化的核心内容。 海洋是大气运动的主要能源（占进入地球太阳辐射能的海洋是大气运动的主要能源（占进入地球太阳辐射能的70%海洋面积海洋面积/地球地球 表面积表面积）。）。 热容量非常大。热容量非常大。 是大气是大气CO2最大的汇【汇最大的汇【汇去去（集中集中），即归宿；源），即归宿；源意思为意思为来来（产生产生）即）即 溯源】。溯源】。

53、（一）海洋对大气系统热（力）平衡的影响（一）海洋对大气系统热（力）平衡的影响 （1）辐射：）辐射： 海洋表层吸收的太阳辐射能（以潜热、长波辐射、感热交换等）海洋表层吸收的太阳辐射能（以潜热、长波辐射、感热交换等） 驱动大气运动。驱动大气运动。 （2）输送：）输送： 低纬地区较高纬地区多出的太阳辐射能向高纬度输送，其中低纬地区较高纬地区多出的太阳辐射能向高纬度输送，其中70% 由大气完成另由大气完成另30%由海洋承担。在由海洋承担。在030N区，海洋输送为主；在区，海洋输送为主；在30N区，区， 大气输送为主。大气输送为主。 （3）气候影响：海洋的经向输送热能状况对气候变化有重要影响。）气候影响

54、：海洋的经向输送热能状况对气候变化有重要影响。 调谐，具有减小运动的幅度、频率、延长响应的时间等。调谐，具有减小运动的幅度、频率、延长响应的时间等。 （四）海洋对温室效应的缓解作用（四）海洋对温室效应的缓解作用（自己阅读自己阅读） 海洋环流使低纬大气温度减小，高纬大气温度加大，降水量相应改变，且海洋环流使低纬大气温度减小，高纬大气温度加大，降水量相应改变，且 引起大气环流变化，温室效应得以减弱。引起大气环流变化，温室效应得以减弱。 贮存信息贮存信息 的的 记忆能力记忆能力 海洋具海洋具热力学惯性热力学惯性，使其状态变化呈现持续性（热力学状态难变化），使其状态变化呈现持续性（热力学状态难变化）

55、海洋具海洋具动力学惯性动力学惯性，使其运动随时间变化呈缓慢型（速率难剧烈变化），使其运动随时间变化呈缓慢型（速率难剧烈变化） 海洋具海洋具热惯性热惯性，使其热状态较陆地有滞后效应。，使其热状态较陆地有滞后效应。 (二）海洋对水汽循环的影响二）海洋对水汽循环的影响 海洋承担了大气水汽量的海洋承担了大气水汽量的86%。海洋的蒸发凝结状况影响气候变化。海洋的蒸发凝结状况影响气候变化。 （三）海洋对大气运动的调谐作用（三）海洋对大气运动的调谐作用 大尺度海气相互作用，主要是海洋向大气输送热能，大气向海洋输送动能。大尺度海气相互作用，主要是海洋向大气输送热能，大气向海洋输送动能。 一、海洋对大气的热力作

56、用一、海洋对大气的热力作用 因海水对阳光反射率小，长波辐射也少，海洋有较大净辐射收入，为极重要因海水对阳光反射率小，长波辐射也少，海洋有较大净辐射收入，为极重要 的大气运动能源地。的大气运动能源地。 海洋向大气传递热能有三种形式：海洋向大气传递热能有三种形式：水汽辐合上升，水汽辐合上升，液化放出潜热；液化放出潜热；水水 气温度差引起的界面传送的感（显）热。气温度差引起的界面传送的感（显）热。 赤道东太平洋（海温偏低，厄尔尼诺发生地）、赤道西太平洋（海温最高，赤道东太平洋（海温偏低，厄尔尼诺发生地）、赤道西太平洋（海温最高， “暖池暖池”）、东北太平洋和北大西洋四个关键海区的海洋热状况改变对大气

57、环流）、东北太平洋和北大西洋四个关键海区的海洋热状况改变对大气环流 及气候的影响尤为重要。及气候的影响尤为重要。 计算海洋向大气输送潜热计算海洋向大气输送潜热Q QL L，感热，感热Q QS S的经验方程有（的经验方程有（8-148-14、1515）式。）式。 8.3.2 8.3.2 海洋海洋- -大气相互作用的基本特征（大气相互作用的基本特征（P264P264） 二式皆含有与海表水温有关的量二式皆含有与海表水温有关的量G0（饱和比湿）、（饱和比湿）、t0（海水表面温度），故（海水表面温度），故 热表水温（热表水温（SST）及其异常（）及其异常（SSTA）是描述海洋对大气热力作用的重要物理量。）