第八章 大气与海洋Word文件下载.docx
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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、地球大气的铅直分层
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
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。
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。
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。
（二）平流层
由对流层顶向上到50km左右的气层称为平流层。
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。
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
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。
中层内水汽极少，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。
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
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0.17μm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XX，最终趋于常数，约在1000K以上，是大气中温度最高的层。
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XX。
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XX。
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。
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空气的阻挡，而逸散于星际空间。
三、气象要素
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。
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。
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
T/K=273.16+t/℃≈273+t（8-1）
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。
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布较北半球均匀。
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。
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
1hPa=1000dyn·
cm-2
而1Pa=1N·
m-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，
1mmHg=1.33hPa（8-2）
由此得到mmHg与hPa间的换算关系
1hPa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％。
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。
研究一个厚为dz的单位截面积空气块，假设空气无水平运动，只在铅直方向受到重力和气体压力的作用，那么空气块在铅直方向所受重力
（8—4）式就是大气静力方程。
由于大气在水平方向气压分布相对均匀，100km内才有1hPa的气压差，而在近地面气层中，铅直方向每升高8m，气压就减少1hPa，因而在一定范围内可以认为p=p（z），则静力方程可以写成
在实际大气中，除有强烈对流运动的地区外，静力方程都成立。
该方程具有极广泛的用途。
3.重力位势天气分析中，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。
习惯上以位势高度H表示重力位势的大小，定义
式中g0=9.80665，它不再表示重力加速度，而只是一个数值。
H的单位是gpm（位势米），1gpm相当于9.80665J/kg的重力位势。
所以g0可以看做是重力位势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。
（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。
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
E0是0℃的饱和水汽压6.11hPa，t是摄氏温度，α和b为常数。
对水面：
α=7.5，b=237.3
对冰面：
α=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，用百分数表示。
其表示式为
3.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
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。
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。
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。
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。
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m·
s-1或km·
h-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
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。
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。
主要按水平尺度分类的各尺度大气运动的基本特征，列于表8—1中，其中包括水平尺度（L）、垂直尺度（H）、水平速度（U）、垂直速度（W）和生命史（τ）。
表8-1大气运动分类及特征量
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
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。
地转平衡的矢量数学表达式为
Vg为地转风。
（8-9）式写成分量形式为
于是地转风的ug、vg分量可以写成
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。
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。
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
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。
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（参见式8-11及8-12），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场。
一、海平面气压场及风场
北半球冬季（a）和夏季（b）1000hPa高度场上的扰动（Z1000-
（=113gpm）是由NMC标准大气所得到的1000hPa平均高度。
矢量是地面风，在地转平衡情形下，箭头应该平行于等高线，箭矢尾部的每一条斜杠代表2m/s的风速。
图中等高线也可以解释为海平面上的等压线，因为1位势米相当于约0.121hPa，因此，+40gpm的等高线就相当于（40+113）×
0.121+1000=1018.4hPa的等压线，而-40gpm的等高线则相当于（-40+113）×
0.121+1000=1008.8hPa的等压线。
注意，1gpm≈1m。
南、北半球的副热带地区（30°
N和30°
S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。
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（△z1000≤80gpm），而西伯利亚地区大于25hPa（即△z1000≤20Ogpm）。
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60°
N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、200hPa位势高度场及风场
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（图略）中给出。
观测到的200hPa风场和位势高度场如图8-7（图略）。
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。
图8-7（a），（b）（图略）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（图略），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。
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
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。
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。
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（图略）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。
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。
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。
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。
季风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（30°
N～30°
S）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。
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
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