地球气候系统中的大气环流与海洋相互作用数值模拟课件

地球气候系统中的大气环流与海洋相互作用数值模拟欢迎参与本课程学习，这是一门关于地球气候系统中大气与海洋相互作用及其数值模拟的综合性课程。我们将深入探讨地球气候系统的基本组成、大气环流与海洋环流的特征及其相互作用机制，以及如何通过数值模拟技术来研究这些复杂系统。在当今气候变化日益严峻的背景下，理解地球气候系统的运行机制对于预测未来气候变化、评估其影响以及制定应对策略具有重要意义。让我们一起踏上这段探索地球气候系统奥秘的旅程。课程介绍课程目标帮助学生理解地球气候系统的基本原理、大气与海洋的相互作用机制，掌握气候系统数值模拟的基本方法和技术课程对象具有大气科学、海洋科学、地球物理学等相关背景的高年级本科生和研究生教学内容包括气候系统基础、大气环流、海洋环流、大气-海洋相互作用以及数值模拟方法等五大模块学习成果通过本课程的学习，学生将能够理解气候系统的复杂性，分析大气-海洋相互作用机制，并掌握基本的数值模拟技能气候系统重要性人类生存环境气候系统直接决定了人类赖以生存的环境条件，影响着水资源、粮食生产和能源供应等基本需求。随着全球变暖加剧，极端天气事件频发，对人类居住环境构成严重威胁。经济社会发展气候变化对经济发展产生深远影响，世界银行预测到2050年气候变化可能导致全球GDP损失达7.22%。农业、渔业、旅游业等气候敏感型产业尤为脆弱。生态系统平衡气候系统维持着地球生态系统的平衡，气候变化已导致约50%的珊瑚礁死亡，众多物种面临灭绝风险。了解气候系统有助于保护生物多样性和生态平衡。主要研究挑战多尺度复杂性气候系统横跨从分子尺度到全球尺度的多个时空范围，涉及微秒级的化学反应到千年尺度的冰盖变化。这种多尺度特性使得单一模型无法同时精确模拟所有过程，需要发展多尺度耦合技术。观测数据局限海洋观测网络覆盖不足，特别是深海区域；极地地区气象站稀少；历史观测数据时间序列短。这些因素导致初始场不确定性大，制约了模拟精度。非线性反馈机制气候系统中存在大量非线性反馈机制，如云-辐射反馈、冰-反照率反馈等。这些机制相互影响，难以准确量化，成为气候预测的主要不确定性来源。计算资源限制高分辨率全球耦合模式需要巨大计算资源，即使使用世界顶级超算，仍难以进行长时间高分辨率模拟，限制了对小尺度过程的精确表达。地球气候系统基本组成大气圈包围地球的气体层，主要由氮气和氧气组成。作为太阳辐射的主要吸收者和地表能量的调节器，控制着全球热量分配。水圈包括海洋、江河湖泊和地下水等。海洋占地球表面71%，是最大的热量储存库，调节全球能量分布并影响大气环流模式。岩石圈包括地壳和上地幔固体部分。提供地形边界条件，影响局地气候特征；通过火山活动释放气体和颗粒物，影响大气成分。冰冻圈包括冰川、永久冻土和季节性积雪。具有高反照率，调节地球辐射平衡；储存大量淡水，影响海平面高度和海洋环流。生物圈地球上所有生物及其生存环境。通过光合作用和呼吸影响碳循环；植被改变地表特性，影响能量、水分和气体交换。大气圈结构对流层从地表延伸至约8-15公里，温度随高度增加而降低，约每公里下降6.5°C。含有约80%的大气质量和几乎所有水汽，是天气系统发生的主要区域。平流层位于对流层顶至约50公里高度，温度随高度增加而升高，含有大量臭氧吸收紫外线辐射。气流相对稳定，水平运动为主。中间层从平流层顶至80公里左右，温度再次随高度增加而降低，是大气中温度最低的区域，可达-90°C。流星体在此层燃烧。热层与散逸层从中间层顶至约500公里，温度急剧上升达1500°C以上。极稀薄的大气与太空过渡区域，极光在此形成，卫星在此运行。海洋结构混合层表层0-200米深度，受风和波浪扰动形成的均匀混合区域。温度较为均匀，与大气直接接触，是海-气交换的主要区域。季节性变化明显，夏季较浅而冬季较深，是热带风暴能量主要来源。温跃层位于混合层下方，通常在200-1000米深度。温度急剧下降的过渡区域，强烈的温度梯度阻碍垂直混合，形成密度障碍。热带地区温跃层最为明显，极地地区较弱或不存在。深层海洋从温跃层底部延伸至海底，占海洋体积的约80%。温度较低且变化缓慢，保持在2-4°C。含有大量未分解的营养物质，水体缓慢运动，更新周期可达数百至上千年。盐跃层盐度急剧变化的区域，形成于热带地区的高蒸发率及极地地区的冰融水输入。盐度变化影响海水密度和层化稳定性，进而影响海洋环流和垂直混合过程，在北大西洋尤为明显。能量收支342W/m²太阳入射辐射地球接收的太阳辐射通量，其中约30%被云层、大气和地表反射回太空，70%被地球系统吸收107W/m²大气反射被大气层直接反射回太空的太阳辐射，主要由云、气溶胶和大气分子散射造成168W/m²地表吸收被地表直接吸收的太阳辐射，转化为热能，通过长波辐射、感热和潜热释放回大气390W/m²地表长波辐射地表向上发射的长波辐射总量，其中大部分被大气吸收后再辐射回地表，形成温室效应水循环过程蒸发与蒸腾海洋、湖泊等水体表面的水分蒸发以及植物通过叶片释放水汽的过程，每年约有505,000立方千米水汽通过这一过程进入大气水汽输送大气环流将水汽从蒸发区域（主要是热带海洋）输送到其他地区，平均每立方米大气含水量在赤道可达25克而极地仅有2克凝结与降水水汽在适当条件下凝结形成云，进而产生降水回到地表，全球年平均降水量约为1,000毫米，但区域分布极为不均径流与渗透降水部分形成地表径流汇入河流返回海洋，部分渗入地下补充地下水，地表水与地下水的交换维持着陆地水资源平衡全球碳循环海洋地质储库土壤植被大气碳在地球系统中通过多种途径循环流动。大气中的二氧化碳通过光合作用被植物吸收，转化为有机碳；植物和土壤中的碳通过呼吸和分解返回大气；海洋通过溶解和生物泵机制与大气交换碳；化石燃料燃烧每年向大气释放约9.5十亿吨碳，使大气CO2浓度持续上升。温室气体与气候变化主要温室气体二氧化碳(CO₂)：浓度已从工业革命前的280ppm上升至现今的415ppm，年增长率约2.5ppm甲烷(CH₄)：全球变暖潜能值是CO₂的28倍，主要来源包括湿地、反刍动物、水稻种植和化石燃料氧化亚氮(N₂O)：全球变暖潜能值是CO₂的265倍，主要来源于农业和燃烧过程卤代烃：人造化合物，单分子温室效应可达CO₂的几千倍增暖机制温室气体分子能够吸收地表发出的长波辐射，然后向各个方向再发射，部分辐射返回地表导致二次加热。这一过程减缓了地球热量向太空的散失，形成温室效应。根据IPCC第六次评估报告，温室气体浓度升高是当前全球变暖的主要驱动因素，人类活动已导致全球平均气温较工业化前水平升高约1.1°C，若排放持续，本世纪末全球升温可能超过2°C。自然与人为强迫因子火山活动大型火山爆发将大量气溶胶注入平流层，反射太阳辐射导致短期降温。1991年皮纳图博火山爆发使全球气温在随后两年下降约0.5°C。火山活动通常产生短暂的冷却效应，持续2-3年。太阳活动太阳辐射存在11年周期性变化，但变化幅度仅约0.1%。过去40年观测表明，太阳活动的减弱与全球气温上升趋势相反，表明近期变暖不能归因于太阳活动。人类活动工业革命以来的温室气体排放、土地利用变化、气溶胶排放等人类活动已成为当前气候变化的主导因素。根据模拟结果，移除人为因素后无法解释观测到的变暖趋势。轨道变化地球轨道参数（偏心率、倾角、岁差）的周期性变化影响太阳辐射的季节和纬度分布，是冰期-间冰期循环的重要驱动力，但这种变化发生在几千至几万年尺度。大气环流概述定义与驱动力大气环流是地球大气的大尺度运动系统，将热量从热量盈余区域（低纬度）输送到热量亏损区域（高纬度），维持地球能量平衡。主要驱动力包括：太阳辐射不均衡：赤道地区单位面积接收的太阳辐射是极地地区的2.5倍地球自转：产生科里奥利力，使大气和海洋流动发生偏转地表特征：海陆分布、地形起伏等影响气流路径和特性全球风带分布按纬度划分，地球大气存在多个特征鲜明的环流带：赤道附近：赤道低压带，上升气流为主，多降水副热带地区（约30°N/S）：副热带高压带，下沉气流，形成主要沙漠区中纬度（30°-60°N/S）：西风带，气旋活动频繁极地地区（60°N/S以上）：极地东风带，冷空气下沉区哈德莱环流热带上升支赤道地区强烈加热形成低压区，热空气上升高空极向流上升空气在高空向两极流动，形成高空极向气流副热带下沉支空气在30°N/S左右下沉，形成副热带高压带低层信风低层空气回流赤道，受科氏力影响形成东北/东南信风哈德莱环流是热带地区最主要的经圈环流系统，直接驱动了信风的形成。这一环流对全球能量平衡具有重要调节作用，将赤道过剩的热量向副热带地区输送。研究表明，在全球变暖背景下，哈德莱环流呈现扩张趋势，副热带干旱带向极移动，对全球降水格局产生重要影响。行星波与罗斯贝波形成机制罗斯贝波主要由科里奥利参数的纬向变化（β效应）引起。当气流经过山脉等地形障碍或遇到大尺度热力差异时，在β效应作用下形成波动。科里奥利力随纬度增加，使气流在南北移动时产生涡度变化，形成波动。传播特征罗斯贝波主要在中高纬度地区西风带中传播，波长通常为数千公里的大尺度波动。相对于大气环流背景，它们向西传播；但由于背景西风速度大于波的西传速度，导致波动实际呈现向东传播的特征。气候影响罗斯贝波通过改变大气环流形态，在极端气候事件形成中扮演关键角色。异常强烈或持久的罗斯贝波可导致高温、干旱或洪涝等极端事件。2010年俄罗斯热浪和2021年北美热穹顶事件均与异常罗斯贝波型相关。西风带与急流西风带特征西风带是指中纬度地区（约30°-60°N/S）盛行的自西向东的风系。形成原因主要为：热带与极地温差产生的南北气压梯度地球自转引起的科里奥利力偏转西风带是中纬度最主要的环流系统，控制着这一区域的天气变化。其强度和位置随季节变化显著，冬季因温度梯度加大而增强。急流形成与特征急流是西风带中风速特别强的狭窄带状气流，主要包括：极锋急流：位于中纬度对流层顶附近，平均高度9-12公里副热带急流：位于约25°-30°N/S，平均高度12-14公里急流核心风速通常达到100-400公里/小时，宽度约为数百公里，垂直厚度为1-5公里。急流位置的南北摆动与行星波活动密切相关，对天气系统发展具有重要影响。季风系统1夏季季风陆地快速增温，形成热低压，海洋温度较低形成相对高压。气流从海洋流向陆地，带来丰沛降水。印度季风期间孟买月均降水可达600毫米，占全年降水的80%以上。2季风转换期陆地与海洋温度差减小，环流系统开始转变。此时大气处于不稳定状态，常出现严重干旱或暴雨天气。一般春季转换期较短，秋季转换期较长。3冬季季风陆地快速降温，形成强大冷高压，气流从陆地流向海洋。亚洲冬季风带来干燥寒冷空气，中国华北地区冬季降水仅占全年的2-5%。季风系统是由海陆热力性质差异驱动的季节性环流系统，主要存在于热带和亚热带地区。全球主要季风系统包括亚洲-澳大利亚季风、非洲季风和美洲季风。其中亚洲季风最为强盛，影响全球40%以上的人口。季风强度可能受到太平洋海温、印度洋偶极子、全球变暖等多种因素影响。信风与赤道地区环流信风系统信风是副热带高压至赤道低压带之间的持续气流，由哈德莱环流低层部分形成。受地球自转影响，北半球呈东北风，南半球呈东南风。信风具有稳定性强、湿度适中的特点，平均风速约为5-6米/秒。赤道辐合带（ITCZ）赤道辐合带是南北半球信风的汇合区，形成强烈上升气流，是地球上降水最丰富的区域之一。ITCZ位置随季节南北摆动，夏半球向极移动，导致热带地区明显的旱季与雨季交替。赤道逆流现象在ITCZ的上层存在反向气流——赤道逆流，方向与信风相反。这种西风气流主要出现在200-400百帕高度，最强烈的赤道逆流出现在印度洋和西太平洋地区，对季风系统和全球水分能量传输有重要影响。厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）机制厄尔尼诺事件当信风减弱或反转，暖水向东扩展覆盖中东太平洋，形成厄尔尼诺事件。此时，印度尼西亚和澳大利亚等地降水减少，而南美洲西部降水增加。全球变暖使强厄尔尼诺事件频率增加，如1997/98年和2015/16年超强事件。拉尼娜事件当信风加强，西太平洋暖池增强而东太平洋冷水增强，形成拉尼娜事件。此时，亚洲和澳大利亚多雨，而南美洲和北美南部干旱。拉尼娜事件常导致北大西洋飓风活动增强，中国南方冬春季节低温雨雪天气增多。比约克内斯反馈海温异常与大气环流之间的正反馈机制，是ENSO事件发展的关键。海温异常改变大气环流，而大气环流变化又进一步增强海温异常，形成自我增强循环。这种反馈机制使ENSO能够迅速发展并持续数月。延迟振荡器机制ENSO周期性转换的内部动力学机制。热带太平洋次表层存储的暖水(冷水)提供了系统记忆，使其从一个极端状态转向另一个极端状态，形成2-7年的振荡周期。海洋罗斯贝波的东传与赤道开尔文波的西传共同构成这一振荡系统。局地环流：海陆风与山谷风1白天环流日间太阳辐射使陆地（山坡）比水面（山谷）升温更快，形成陆地（山坡）低压。气流由海洋（山谷）流向陆地（山坡），形成海风和山坡风。典型海风强度3-7米/秒，可深入内陆10-50公里。2过渡期日出后和日落后的短暂时期，温度差异和气压梯度减小，风速减弱甚至出现短暂静风。这一时期持续约30-60分钟，是海陆风和山谷风循环的转折点。3夜间环流夜间陆地（山坡）散热快于水面（山谷），形成陆地（山坡）高压。气流从陆地（山坡）流向海洋（山谷），形成陆风和山谷风。夜间陆风通常比白天海风弱，强度仅为海风的50-70%。局地环流虽然尺度较小，但对沿海和山区的气候和污染物扩散具有重要影响。沿海城市如青岛、深圳等地区的空气质量受海陆风循环显著影响；山区如瑞士阿尔卑斯山地区的降水分布与山谷风密切相关。气候变化可能通过改变局地温差影响这些环流系统的强度和范围。大气环流变化趋势哈德莱环流宽度(°纬度)极地涡旋强度指数近几十年来，全球大气环流出现多项重要变化趋势。首先，哈德莱环流呈现明显的扩张趋势，热带雨带和副热带干旱带向极移动，导致中纬度地区气候带位移，影响降水格局。根据卫星观测和再分析数据，哈德莱环流自1979年以来每十年向极扩张约0.5-1.0度纬度。其次，极地涡旋（尤其是北半球）出现不稳定性增强趋势，更频繁地出现极涡破裂事件，导致极地冷空气南侵，引发中纬度地区极端寒潮事件。此外，大西洋经向环流和西风带的强度与位置也发生了变化，这些变化与极地增温放大效应和平流层臭氧浓度变化密切相关。海洋环流简介风生环流由风应力驱动的海洋表层环流，通常限于上层100-200米，包括五大环流系统和热带洋流热盐环流由密度差异驱动的深层环流，覆盖全球海洋，形成"大洋输送带"，运输周期可达千年量级2潮汐环流由日月引力产生的周期性水平运动，对沿海地区和海峡水体交换具有重要影响密度流由水体密度差异产生的流动，包括河口咸淡水交汇处的盐楔和深海峡谷的浑浊流等海洋环流系统覆盖全球71%的表面积，是地球气候系统中热量和物质传输的关键纽带。海洋储存了地球系统90%以上的多余热量和30%的人为碳排放，其环流变化对全球气候具有深远影响。不同类型的海洋环流在时空尺度上有显著差异，从小尺度涡旋到跨洋盆环流，从小时级潮汐变化到千年尺度深层环流。表层洋流与风生流表层洋流主要由风应力驱动，形成全球五大环流系统。在北半球，这些环流呈顺时针方向旋转（北太平洋环流和北大西洋环流）；在南半球则呈逆时针方向（南太平洋环流、南大西洋环流和印度洋环流）。此外，南大洋环绕南极的绕极流是地球上最强大的洋流，输送量高达130-150百万立方米/秒。风生流的形成机制涉及艾克曼传输和地转平衡。风应力作用于海面产生艾克曼螺旋，导致表层水体向右（北半球）或向左（南半球）偏转约45°。这种水平辐合或辐散导致中层水体上升或下沉，从而形成海平面梯度和地转平衡洋流。赤道附近科里奥利力较弱，形成独特的赤道流系，包括赤道逆流和赤道潜流。海洋中尺度涡形成机制海洋中尺度涡主要由以下机制形成：洋流不稳定性（如湾流和黑潮的不稳定），地形影响（如海山和陆架坡折附近），风应力涡度输入，以及密度锋面不稳定。涡旋在西边界流区域尤为活跃，如墨西哥湾流环和黑潮暖涡。物理特征典型中尺度涡直径约50-200公里，寿命从数周到数月不等。温性涡旋中心海面高度可比周围高10-100厘米，冷性涡则相反。涡旋旋转速度通常为0.2-1米/秒，可达到海洋中最强流速。海洋卫星高度计观测表明，全球约65%的海洋动能储存在中尺度涡中。气候影响中尺度涡对全球气候系统有重要影响：增强热量和盐分的水平混合，促进营养物质垂直交换，影响海-气通量和碳循环。研究表明，考虑中尺度涡过程可使气候模式的海洋热含量模拟偏差减少约25%，改善ENSO预测技巧。上升流与下沉流沿岸上升流沿岸上升流主要发生在大陆东岸，由平行于海岸线的风驱动。在北半球，北风导致表层水向右偏（离岸），引起补偿性上升流；南半球则由南风引起。主要沿岸上升流系统包括：加利福尼亚上升流：北太平洋东部，上升流强度0.2-1.0米/天秘鲁（洪堡）上升流：南太平洋东部，世界上最强上升流系统孟加拉-索马里上升流：印度洋西部，随季风变化显著本格拉上升流：南大西洋东部，年均上升流强度约0.5米/天赤道上升流赤道上升流由赤道信风驱动，产生向两极的艾克曼传输，导致赤道处海水上升。主要特征包括：太平洋赤道上升流：最为显著，在东太平洋形成"冷舌"大西洋赤道上升流：强度次之，但季节变化明显印度洋赤道上升流：受季风影响，季节性特征强烈上升流区域通常具有较高生物生产力，支撑着全球约20%的渔业产量，尽管仅占海洋面积的约1%。同时，这些区域也是大气CO₂的重要吸收区，对全球碳循环具有关键作用。气候变化可能通过改变风场模式影响上升流强度和分布。热盐环流（全球输送带）北大西洋深水形成在格陵兰-冰岛-挪威海域和拉布拉多海，表层水因强烈冷却和盐分增加而增大密度，下沉形成北大西洋深水。这些海域每年产生约15-18百万立方米/秒的深层水，是全球热盐环流的主要"发动机"。深层水南传北大西洋深水在2000-3500米深度向南流动，穿过赤道进入南大西洋。在南大洋，部分深水上升混合，部分继续向东流入印度洋和太平洋。这一过程输送了大量热量和碳，调节全球气候。太平洋与印度洋上升深层水在太平洋和印度洋逐渐上升，通过混合和上翻过程回到表层。这一上升主要由热力驱动和风应力驱动，同时受到海底地形和潮汐混合的影响。上升的深层水富含营养物质，维持了这些海域的生物生产力。表层回流上升到表层的水体通过风驱动环流和印度尼西亚贯穿流向西传输，最终通过好望角进入大西洋，完成全球输送带循环。这一循环的完整周期约为1000-2000年，是地球上最大尺度的环流系统。西边界流西边界流是五大环流系统中沿大洋盆地西侧边界流动的强劲洋流。北半球主要的西边界流包括墨西哥湾流和黑潮，南半球则有巴西流、莫桑比克流和东澳大利亚流。这些洋流具有共同特征：流速快（通常为1-2米/秒，是东边界流的5-10倍）、宽度窄（约100公里，东边界流的1/5）、流量大（湾流可达150百万立方米/秒）。西边界流在全球气候系统中扮演着至关重要的角色。它们将大量热量从低纬度输送到中高纬度，调节沿岸气候，如黑潮使日本冬季气温比同纬度地区高5-10°C。同时，西边界流区域是大气-海洋相互作用最活跃的区域之一，对中纬度风暴路径和降水分布有重要影响。在全球变暖背景下，西边界流呈现增强趋势，其路径也在北移，对沿岸气候和生态系统产生新的影响。深层海洋流北大西洋深水（NADW）NADW形成于北大西洋高纬度地区，主要来源是格陵兰-冰岛-挪威海和拉布拉多海的深层对流。它的典型特征是温度2-4°C，盐度34.9-35.0，在1500-4000米深度向南流动。NADW每年产生约15-18百万立方米/秒，输送着大量热量和溶解氧。南极底层水（AABW）AABW形成于南极大陆架，特别是威德尔海和罗斯海，通过盐排排放和超冷水下沉形成。它是地球上最冷（-0.5至0°C）、最密的水团，流动于4000-6000米深度。虽然产量仅为NADW的一半左右，但占据了全球海洋最底层约30-40%的体积。南极中层水（AAIW）AAIW形成于南大洋极锋带，由表层水下沉而成。它的标志性特征是低盐度（34.2-34.5）和高氧含量，流动于700-1200米深度。AAIW是热带和亚热带地区营养供应的关键来源，影响中层生态系统生产力。北太平洋中层水（NPIW）NPIW形成于鄂霍次克海和北太平洋西部，通过冬季冷却和混合形成。它比同类大西洋水团温暖，位于300-800米深度，是北太平洋唯一的中层水团。NPIW的形成和传播对北太平洋营养循环和碳封存具有重要影响。海洋混合过程风生混合风应力在海表产生湍流，增强上层水体混合剪切不稳定性水体垂直速度梯度引发湍流混合地形混合流经不规则海底地形产生内波破碎和湍流潮汐混合潮汐能量在陡峭地形处转化为内潮汐和混合对流混合海表冷却或盐度增加导致水体不稳定下沉海洋混合过程对全球气候系统至关重要，是维持海洋经圈翻转环流的关键驱动力。在深海，混合提供了使深层水上升所需的能量；在上层海洋，混合调节海表温度，影响海-气相互作用。垂直混合对营养物质循环也至关重要，尤其是上升流区和深层水形成区，这些区域的强混合将深层营养物质带入真光层，支持高生物生产力。海洋环流对气候的影响海洋环流是地球气候系统的关键调节器，通过多种机制影响全球气候。首先，海洋进行大规模热量再分配，吸收地表约90%的多余热量，并将热带过剩热量输送至高纬度地区。北大西洋环流每年向北极地区输送约1.3拍瓦特（PW）热量，使西欧气温比同纬度地区高5-10°C。其次，海洋是全球碳循环的重要组成部分，已吸收人为碳排放的约30%。深层环流和生物泵将碳从表层输送至深海，减缓大气CO₂增长。此外，海洋环流通过控制海表温度分布影响大气环流模式和降水分布。例如，墨西哥湾流路径与北大西洋风暴轨迹密切相关；ENSO事件通过改变太平洋海温影响全球天气模式。海洋环流近期变化趋势AMOC减弱趋势根据自2004年以来的RAPID阵列观测，北大西洋经圈翻转环流(AMOC)强度下降了约15%。这一减弱趋势与格陵兰冰盖融水增加和北大西洋表层淡化相关。AMOC减弱可能导致欧洲变冷、北美东部海平面上升加速，以及热带雨带南移。南大洋变化南大洋西风带呈现持续增强趋势，使南极绕极流向南移动并略微增强。同时，南大洋碳吸收能力出现阶段性变化，从20世纪90年代的减弱转为2000年代的增强。这些变化与南极臭氧空洞和温室气体增加有关。西边界流变化黑潮、湾流等主要西边界流呈现"增强并北移"的趋势。卫星高度计数据显示，西边界流区域海面高度变率在过去30年增加了约15-20%。这些变化影响沿岸气候和渔业资源分布，如日本沙丁鱼主要渔场北移约200公里。大气-海洋相互作用基础动量交换风与海面的摩擦使动量从大气传递至海洋，是表层海洋环流的主要驱动力。风应力τ与风速U成二次方关系：τ=ρCD|U|U，其中CD为拖曳系数，与波浪状态相关。海-气界面的动量交换受多种因素影响，如海面粗糙度、大气稳定度和风速。在强风条件下（如热带气旋），浪花和海水飞沫显著增强动量交换，CD可增大40%以上。热量交换热量交换包括感热通量和潜热通量两部分。感热通量取决于海-气温差和风速；潜热通量则由蒸发过程主导，与近海面比湿差和风速相关。正常情况下，潜热通量比感热通量大5-10倍。热带海洋每年通过潜热向大气输送约80瓦/平方米的热量，是驱动哈德莱环流的主要能量来源。北大西洋西部是全球海-气热交换最强的区域，冬季可达400瓦/平方米以上，驱动深层对流和AMOC。此外，海-气界面还进行着活跃的物质交换，包括水汽、二氧化碳、硫化物等。海洋每年通过蒸发向大气输送约4.5×10¹⁷千克水，占全球降水的86%；同时吸收约22亿吨人为CO₂排放，减缓大气CO₂增加速率约30%。海-气相互作用是连接大气与海洋两大流体系统的关键纽带，对理解和模拟气候系统至关重要。风-应力耦合埃克曼传输埃克曼传输是风应力与科里奥利力共同作用的结果。在理想条件下，表层水体运动方向与风向成45°角偏转（北半球向右，南半球向左），深度增加时角度继续增大，形成埃克曼螺旋。整层水柱的净输送方向与风向垂直，是风驱动上升流的基础机制。埃克曼抽吸当风场存在涡度时，会在海洋中产生垂直运动，称为埃克曼抽吸。正涡度（气旋式）风场产生海水上升，负涡度（反气旋式）风场产生海水下沉。这一机制不仅影响沿岸上升流，也是开阔大洋中重要的垂直运动驱动力，对营养盐循环和生物生产力有重要影响。斯韦尔德鲁普关系斯韦尔德鲁普关系将风应力涡度与海洋环流联系起来：海洋经向流强度正比于风应力涡度的东西积分。这一关系解释了五大洋盆环流的形成机制，预测了西边界流增强现象。它是大气驱动海洋环流的理论基础，在海洋环流模拟中具有重要应用。海表温度（SST）反馈1局地大气响应当海表温度升高时，海-气温差增大，促进向上的感热通量；同时增加蒸发和潜热释放，大气边界层变得不稳定。这导致局地低压发展，表面风场辐合，形成上升气流。这一响应在热带地区最为显著，如赤道太平洋异常暖区常伴随强烈对流云团。2降水响应SST异常通过改变大气对流活动影响降水分布。一般而言，海表温度高于26.5°C时，热带对流活动显著增强。在季风区，海陆温差是季风强度的关键调节因素，如印度洋SST异常会显著影响亚洲夏季风降水。研究表明，印度洋增暖趋势已导致东亚夏季风减弱约10%。3遥相关响应SST异常除局地影响外，还可通过大气波动影响远距离区域气候，形成"大气桥"。典型案例是ENSO影响北美气候：厄尔尼诺期间，热带太平洋增暖引发大气罗斯贝波列，导致北美南部多雨而北部干燥偏暖。类似的遥相关模态还包括PDO（太平洋年代际振荡）和NAO（北大西洋涛动）等。ENSO的大气-海洋桥梁作用比约克内斯正反馈ENSO发展的核心机制是比约克内斯正反馈：东太平洋暖化减弱信风→信风减弱进一步加剧暖化。这一过程中，海洋和大气通过风-蒸发-SST反馈和上升流反馈相互增强，是典型的海-气耦合正反馈过程。该反馈使初始小扰动能迅速放大，发展为全盛ENSO事件。赤道波动机制ENSO周期性转换依赖于海洋内部波动过程。东太平洋暖化引发赤道凯尔文波西传，传递到西太平洋后反射为罗斯贝波东传，携带冷水信号。这些波动过程提供了系统的"记忆"，允许从一个极端状态过渡到另一个极端状态，形成准周期性振荡。波动传播速度决定了ENSO的时间尺度。全球遥相关ENSO通过大气和海洋"桥梁"影响全球气候。大气桥主要是通过改变哈德莱环流和激发罗斯贝波列实现；海洋桥则包括沿赤道海域的直接波动传播和通过印度尼西亚贯穿流影响印度洋。这些机制使ENSO影响延伸至全球，如北美降水异常、亚洲季风变化和非洲干旱等。全球季风系统中的海气作用印度洋偶极子(IOD)IOD是印度洋东西部海温反相变化的模态，正位相表现为西部异常暖、东部异常冷。IOD通过改变沃克环流东支影响亚洲和澳大利亚季风。正IOD通常使印度夏季风增强，而澳大利亚降水减少。IOD与ENSO存在复杂相互作用，约50%的IOD事件与厄尔尼诺同时发生。亚洲季风与海温关系亚洲季风强度与多个海洋区域的SST密切相关：印度洋增暖一般减弱夏季风，但其海盆模态效应复杂；太平洋ENSO与季风呈负相关，厄尔尼诺年份亚洲季风通常偏弱；南海和西北太平洋SST通过调节季风环流的位置影响降水分布。近年研究发现，海冰变化也通过极地-中纬度遥相关影响亚洲季风。非洲季风与海温非洲季风对大西洋和地中海SST特别敏感。几内亚湾SST异常直接影响西非季风强度，暖异常加强海陆温差，增强季风；地中海SST影响撒哈拉南缘降水，偏暖时促进水汽向撒哈拉输送。此外，印度洋偶极子也通过改变沃克环流影响东非短雨季降水，正IOD通常伴随东非多雨、西非干旱。大西洋多年代际振荡（AMO）大西洋多年代际振荡（AMO）是北大西洋海表温度以60-80年周期变化的气候模态。观测记录显示，AMO在1930-1960年代和1990年代末至今为暖位相，1900-1920年代和1960-1990年代为冷位相。其振幅约为0.4°C，空间上表现为整个北大西洋（尤其是副热带和高纬度地区）同相变化的模式。AMO对全球气候有广泛影响：暖位相时，北美降水减少，特别是美国中西部夏季降水减少15-20%；欧洲夏季气温偏高，降水偏多；撒哈拉南缘降水增加，缓解旱情；加勒比海和大西洋飓风活动增强约50%。AMO与AMOC强度密切相关，可能是后者变化的表现。有研究表明，人为气溶胶排放和温室气体增加等外部强迫可能改变了AMO的自然周期。南极涛动与极地海洋气候南极涛动（SAM）定义南极涛动是南半球中高纬度（40°S-65°S）大气环流的主导模态，表现为南极与中纬度地区气压的跷跷板式反相变化。SAM的正位相表示极地地区气压偏低、中纬度气压偏高，气压梯度增大，西风带增强并向南移动；负位相则相反。SAM指数用来量化这一模态的强度和位相。SAM与南大洋交换SAM正位相时，增强的西风带促进南大洋上升流和经向翻转环流，增加深层水上翻，影响南大洋的热量和碳吸收。观测显示，SAM每增强一个标准差，南大洋碳吸收减少约0.1PgC/年。同时，SAM正位相使南极绕极流略微增强并向南偏移，改变南大洋锋面位置和水团分布。SAM与极端气候SAM变化与南半球极端天气事件密切相关。正位相时，南极半岛地区增暖而东南极降温；澳大利亚南部和新西兰降水减少，增加干旱风险；南非西开普省降水减少；南美洲南部降水增加。近年来，SAM呈现向正位相转变趋势，部分归因于平流层臭氧空洞和温室气体增加。南极海冰变化与北极海冰持续减少不同，卫星观测显示南极海冰在1979-2014年略有增加，但2016年后出现急剧下降。这一复杂变化与SAM和ENSO等多种因素相关。SAM正位相时，罗斯海和阿蒙森海海冰增加而威德尔海减少，总体呈现"偶极子"分布模式。未来南极海冰变化预测存在较大不确定性。过去重大气-海异常案例1997/98年超强厄尔尼诺20世纪最强厄尔尼诺事件之一，尼诺3.4区SST异常达+2.8°C。造成全球范围灾害：印尼和澳大利亚严重干旱和森林火灾；秘鲁和厄瓜多尔特大洪水；北美南部异常多雨。全球经济损失估计超过320亿美元，受影响人口达3亿。这一事件对ENSO预测系统发展起到重要推动作用。2010年印度洋偶极子事件20世纪以来最强正IOD事件之一，印度洋西部异常暖、东部异常冷。导致东非特大洪灾，索马里和肯尼亚部分地区降水量达正常值4倍以上；同时澳大利亚东部和印尼遭遇严重干旱。该事件与拉尼娜同时发生，呈现出IOD与ENSO"分离"的特征，为理解两者独立性提供了案例。2013-2015年北太平洋暖斑北太平洋出现大范围异常暖水团，海温距平达+3°C以上，被称为"斑点"（TheBlob）。此异常持续约两年，导致北美西海岸海洋生态系统严重扰动，包括有毒藻华暴发、渔业减产和海鸟大规模死亡。大气响应表现为西海岸持久高压脊，加剧了加州干旱。这一事件显示出中高纬度海气耦合的重要性。大气-海洋耦合数值模型简介大气模块模拟大气动力学和热力学过程，包括气压梯度、科氏力、重力等，同时参数化次网格尺度物理过程1海洋模块模拟海洋环流和热盐结构，考虑密度流和风驱动环流，同时处理小尺度湍流和混合过程2海冰模块模拟海冰形成、漂移、变形和融化，以及冰-气和冰-海相互作用过程3耦合器管理各子模块之间通量交换，处理不同分辨率和时间步长之间的插值问题陆面模块模拟陆地表面过程，包括植被、土壤水分、径流和地表能量平衡当今主要的耦合气候模式包括：美国国家大气研究中心(NCAR)的社区地球系统模式(CESM)，欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的EC-Earth，英国气象局的HadGEM系列，中国的BCC-CSM和FGOALS系列，以及日本的MIROC模式等。这些模式广泛应用于气候变化评估、季节预测和古气候模拟等领域。数值模拟的基本原理质量守恒连续性方程描述流体质量守恒，在不可压缩假设下简化为散度为零（∇·v=0）。海洋模式中常采用布辛内斯克近似，假设密度变化仅在浮力项中考虑；大气模式则需考虑可压缩性，密度与压力、温度关系遵循理想气体状态方程。动量守恒纳维-斯托克斯方程描述流体动量平衡，考虑压力梯度力、科里奥利力、重力和摩擦力。在大尺度地球流体中，常采用静力平衡假设简化垂直动量方程。此外，浅水假设、β平面近似等也常用于简化方程或凸显特定物理过程。能量守恒热力学方程描述能量转换和传递过程，考虑平流、扩散、绝热膨胀/压缩和外部加热项。大气模式中还需考虑辐射传输和潜热释放；海洋模式则须处理温、盐对密度的共同影响，通过状态方程计算密度，进而影响浮力和环流。模式求解通常需要设定初始条件和边界条件。初始条件可来自观测数据或前期模拟结果；边界条件包括表面通量（如地表热通量、风应力）和侧边界条件。耦合模式中，子模块间的边界条件需通过耦合器动态传递，如大气模块提供风应力给海洋模块，海洋模块提供SST给大气模块。模型网格与分辨率100km典型大气模式水平分辨率全球气候模式中常用分辨率，可表达大尺度环流和天气系统25km高分辨率区域模式区域气候模拟和季风预测中的常用分辨率，可表达中尺度系统1°×1°典型海洋模式分辨率全球海洋模拟中常用分辨率，约等于赤道处100公里0.1°涡分辨海洋模式可明确分辨中尺度涡的高分辨率海洋模式，计算成本高十倍以上模式网格类型多样，包括：经纬度网格（简单但极地奇异性问题）、高斯网格（避免极地收敛问题）、正交曲线网格（如三极网格，提高极地分辨率）、六边形网格（改善波传播特性）和非结构网格（允许局部加密）等。不同类型适合不同应用场景和数值方法。空间离散化方法主要包括：有限差分法（简单高效但精度有限）、谱方法（高精度但并行效率低）、有限体积法（保证守恒性好）和有限元法（适应复杂边界）。时间离散化则包括显式方法（简单但步长受限）和隐式方法（稳定性好但每步计算量大）。高分辨率模拟对计算资源要求极高，目前世界最高分辨率全球大气-海洋耦合模式已达3千米左右。大气与海洋模型耦合方法通量耦合大气模式向海洋提供风应力、热通量和淡水通量；海洋向大气提供SST和表层流场。通量交换频率通常为3-24小时，高频耦合可更好地捕捉日变化和天气尺度海气相互作用。时间协调处理大气和海洋模块不同时间步长的问题。通常采用顺序耦合、跳步耦合或分段并行耦合策略。大气时间步长通常为几分钟至数十分钟，海洋时间步长可达数小时，各子模块可独立积分一段时间后再交换边界条件。空间插值处理大气和海洋模块不同空间分辨率和网格系统的问题。常用方法包括最近点插值、双线性插值和保守重映射等。插值过程必须保证能量和质量守恒，避免长期积分中的气候漂移问题。耦合器软件专用耦合器软件如OASIS、MCT和C-Coupler等负责模块间通讯和场量插值。现代耦合器支持并行计算，可处理复杂网格映射，同时提供诊断工具监测耦合过程中的守恒性和性能问题。物理过程参数化大气参数化云与降水：最关键的参数化之一，处理水汽凝结、云形成和降水过程，包括积云参数化和大尺度凝结方案辐射传输：计算太阳短波和地球长波辐射通量，考虑气体吸收、云和气溶胶散射等影响边界层：模拟大气与地表交换过程，处理湍流输送和垂直混合重力波阻力：表示地形产生的重力波对大气环流的阻力效应海洋参数化垂直混合：处理次网格尺度垂直湍流混合，影响热量和动量垂直传输水平混合：表示中尺度涡的水平混合效应，通常采用等密度面或中性面方向底边界层：处理海底地形对底层水体的影响，包括底摩擦和溢流过程潮汐混合：参数化潮汐能量向内部混合的转化过程参数化方案选择和调优对模式性能至关重要。通常采用以下策略：敏感性测试评估参数影响；与观测数据比较验证物理合理性；集合模拟量化参数不确定性；单列模式详细测试特定参数化过程。随着计算能力提升，部分参数化过程（如积云对流）开始被明确模拟，但完全消除参数化仍需更高分辨率和更复杂模式。观测资料与数据同化气候模拟依赖各类观测资料。海洋观测主要包括：ARGO计划（全球4000多个自动剖面浮标测量上层2000米温盐结构）、卫星高度计（测量海面高度变化）、热带系留浮标阵列（提供赤道太平洋实时观测）、船舶观测和海洋潜标等。大气观测则包括无线电探空、气象站网、卫星遥感和气象雷达等。数据同化是将观测资料融入数值模式的过程，可用于生成再分析资料、提供模式初始条件和评估模式性能。主要同化方法包括：最优插值（简单但计算高效）、三维变分（考虑观测与背景误差）、四维变分（在时间窗口内最优化）和集合卡尔曼滤波（适用于非线性系统）等。海洋同化面临特殊挑战，如观测稀疏、不同观测变量间关系复杂、背景误差难以确定等。主要模拟误差与不确定性来源结构性不确定性来自模式结构和数学方程本身的不确定性参数化不确定性次网格尺度过程表达不完善导致的误差分辨率限制计算资源限制导致的分辨率不足问题初始条件误差初始场不准确导致的预测偏差边界条件不确定性外部强迫（如温室气体排放）预设中的不确定性模式存在多种系统性误差，包括：赤道东太平洋冷偏差（冷舌过强）、南大洋暖偏差、热带降水"双辐合带"问题、西太平洋暖池位置偏西、中纬度风暴路径偏向赤道和陆地降水日变化模拟不足等。这些误差部分源于分辨率限制，部分源于参数化方案不完善，改进需结合高分辨率模拟和参数化优化。多模式集合模拟对比观测升温(°C)CMIP5模拟(°C)CMIP6模拟(°C)耦合模式比较计划（CMIP）是国际气候研究界最主要的多模式比较框架。最新阶段CMIP6包含100多个模式，设计了多组标准化实验，包括历史模拟、未来情景预测、敏感性测试等。多模式集合分