第一讲大气环流的一些基本问题

1、第一讲第一讲 大气环流的一些基本问题大气环流的一些基本问题丁一汇丁一汇国家气候中心国家气候中心高等天气学讲座高等天气学讲座(2014(2014年春季）年春季）单元一：大气环流的基本知识单元一：大气环流的基本知识 大气环流所包含的内容很广泛，并且定义也不完全相同。有人认为大气大气环流所包含的内容很广泛，并且定义也不完全相同。有人认为大气环流是指某些区域大气的时间平均状态；有人认为大气环流是指全球大环流是指某些区域大气的时间平均状态；有人认为大气环流是指全球大气的瞬时状态；也有人认为大气环流主要指所有永久性或半永久性大气气的瞬时状态；也有人认为大气环流主要指所有永久性或半永久性大气活动中心的集合体

2、，包括：赤道辐合带、急流、季风、副热带高压和各活动中心的集合体，包括：赤道辐合带、急流、季风、副热带高压和各种永久性或半永久性气旋和反气旋中心；另外还有人认为大气环流是所种永久性或半永久性气旋和反气旋中心；另外还有人认为大气环流是所有特征的定量统计结果。但总的来说，大气环流是指大范围（水平尺度有特征的定量统计结果。但总的来说，大气环流是指大范围（水平尺度几千公里以上）较长时间尺度的（几天以上）大气运动的基本状况。他几千公里以上）较长时间尺度的（几天以上）大气运动的基本状况。他们的变化不但影响着天气的类型和变化，而且影响着气候的形成。近年们的变化不但影响着天气的类型和变化，而且影响着气候的形成。

3、近年来由于大气科学中各个分支的渗透，大气环流日益变成天气学，动力气来由于大气科学中各个分支的渗透，大气环流日益变成天气学，动力气象学（尤其是数值模拟）和气候学相结合的产物，从而使大气环流具备象学（尤其是数值模拟）和气候学相结合的产物，从而使大气环流具备了许多新的内容。了许多新的内容。 大气环流的基本问题有以下几个方面：大气环流的基本问题有以下几个方面：(1) (1) 大气环流的平均状态：包括平均环流和距平场以及它们形大气环流的平均状态：包括平均环流和距平场以及它们形 成的原因；大气环流的变率包括不同时间尺度的变率，如成的原因；大气环流的变率包括不同时间尺度的变率，如 高频、季节内、年际、十年尺

4、度、年代际尺度等。高频、季节内、年际、十年尺度、年代际尺度等。(2) (2) 经圈环流；经圈环流；(3) (3) 斜压波及其相关的温带气旋形成机制斜压波及其相关的温带气旋形成机制, ,包括包括定常波和瞬变定常波和瞬变 波的特征及其作用；波的特征及其作用；(4) (4) 热量、水汽、角动量和动能收支以及大气环流的维持；热量、水汽、角动量和动能收支以及大气环流的维持；(5) (5) 全球大气环流模式（全球大气环流模式（GCMGCM）的发展及其数值模拟）的发展及其数值模拟 若经向温度梯度达到某个临界值，模拟出的大气环流将发生根本变化：中纬地区发生斜压不稳定使若经向温度梯度达到某个临界值，模拟出的大气

5、环流将发生根本变化：中纬地区发生斜压不稳定使大气由纬向环流转变为波状环流。通过斜压波热量输送又抑制了赤极温度梯度的增大，大气环流也大气由纬向环流转变为波状环流。通过斜压波热量输送又抑制了赤极温度梯度的增大，大气环流也趋向平稳和纬向。上述状态可以重复出现，使大气环流在纬向环流和经向环流型之间循环。趋向平稳和纬向。上述状态可以重复出现，使大气环流在纬向环流和经向环流型之间循环。(6) (6) 气候变化对全球大气环流及其区域模态的影响气候变化对全球大气环流及其区域模态的影响 本讲主要讨论第（本讲主要讨论第（4 4）点）点, ,也简明阐述第（也简明阐述第（6 6）点的重要性）点的重要性1.1 1.1

6、大气角动量的输送和收支大气角动量的输送和收支大气的角动量是表征大气环流和气候状况的基本参数之一。整个地气系统（包大气的角动量是表征大气环流和气候状况的基本参数之一。整个地气系统（包括大气、海洋和固体地球）的角动量总和实际上可看作不变的，但各部分之间括大气、海洋和固体地球）的角动量总和实际上可看作不变的，但各部分之间可以进行转换。众所周知，在低纬度是东风带，中高纬度是西风带。愈往高空可以进行转换。众所周知，在低纬度是东风带，中高纬度是西风带。愈往高空，东风带愈窄。在，东风带愈窄。在3030。N N附近，附近，200hPa200hPa高度的西风达到最大值，这是高空急流的高度的西风达到最大值，这是高

7、空急流的位置。在这种条件下，在热带东风带，风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，位置。在这种条件下，在热带东风带，风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，也即地球通过摩擦作用给其上面的大气施加了一个向东的转动力矩，这等于是也即地球通过摩擦作用给其上面的大气施加了一个向东的转动力矩，这等于是地球向大气输送西风角动量。反之，中纬度西风带内，摩擦作用使得地球对大地球向大气输送西风角动量。反之，中纬度西风带内，摩擦作用使得地球对大气施加一个向西的转动力矩，也即大气向地球输送西风角动量。从长期平均看气施加一个向西的转动力矩，也即大气向地球输送西风角动量。从长期平均看，大气中的风系并没有发生明显的变化，因而整个大气

8、的总角动量基本上是保，大气中的风系并没有发生明显的变化，因而整个大气的总角动量基本上是保持不变的（实际上是有一些变化），这就要求在热带东风带里大气由地球获得持不变的（实际上是有一些变化），这就要求在热带东风带里大气由地球获得的角动量向极地方向输送给中纬度西风带，以弥补那里大气损失给地球的西风的角动量向极地方向输送给中纬度西风带，以弥补那里大气损失给地球的西风角动量。大气通过什么机制来完成角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送角动量。大气通过什么机制来完成角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送？对这个问题许多人进行了研究，提出角动量的输送是通过两个过程：经圈环？对这个问题许多人进行了研究，提出角

9、动量的输送是通过两个过程：经圈环流和大型涡旋来实现的。流和大型涡旋来实现的。对地球转轴单位大气质量的总或绝对角动量对地球转轴单位大气质量的总或绝对角动量M M由两部分组成：地球角动量或由两部分组成：地球角动量或角动量和相对角动量（角动量和相对角动量（MrMr）。前者代表当大气与固体地球一起自转时所得到）。前者代表当大气与固体地球一起自转时所得到的角动量；后者是大气相对于旋转的地球所具有的角动量：的角动量；后者是大气相对于旋转的地球所具有的角动量：（1.1）根据牛顿第二定律，可以得到角动量的时间变化等于作用此空气质点上外根据牛顿第二定律，可以得到角动量的时间变化等于作用此空气质点上外力矩的总和（

10、力矩的总和（ ）若外力矩总和为零，则若外力矩总和为零，则M M等于常等于常数数, ,有：有：F(1.2)(1.2)对于大气和地表面（海洋和陆地），只有气压和摩擦力矩对产生绝对于大气和地表面（海洋和陆地），只有气压和摩擦力矩对产生绝对角动量是重要的。这也就是说角动量的源汇项是在地表面附近。对角动量是重要的。这也就是说角动量的源汇项是在地表面附近。设摩擦力在设摩擦力在 方向的分量为方向的分量为 ，则摩擦力矩为：，则摩擦力矩为： 气压力矩为气压力矩为: :z z是等压面的位势高度。在（是等压面的位势高度。在（x,y,p,tx,y,p,t）坐标系中方程（）坐标系中方程（1.21.2）因而可写作：）因而

11、可写作：(1.3)dtdM展开展开 ，并用连续方程，并用连续方程与对时间和空间求平均，上式可化为与对时间和空间求平均，上式可化为：上式中上式中;上两式中第一项是平均经圈环流对上两式中第一项是平均经圈环流对角动量的输送，第二项是平均经圈环流对相对角动量的输送，第二项是平均经圈环流对相对角动量的输送，第三项是定常涡动对相对角动量的输送，第四项是瞬变涡动对相对角动量的输送，第三项是定常涡动对相对角动量的输送，第四项是瞬变涡动对相对角动量的输送。角动量的输送。（1.4)(1.5)(1.6) 为了更清楚地了解角动量收支的基本过程，可以求取角动量流函数的分布。为了更清楚地了解角动量收支的基本过程，可以求取

12、角动量流函数的分布。 由方程（由方程（1.4),1.4),忽略角动量的时间变化项，因为这一项通常量值较小，则可得：忽略角动量的时间变化项，因为这一项通常量值较小，则可得：(1.7)(1.8)(1.9)(1.9)根据大气角动量收支方程可知，改变大气角动量的外力矩主要来自地球下垫面的根据大气角动量收支方程可知，改变大气角动量的外力矩主要来自地球下垫面的摩擦作用和山脉作用，从而在大气和固体地球与海洋之间产生一种动力耦合。这摩擦作用和山脉作用，从而在大气和固体地球与海洋之间产生一种动力耦合。这种耦合通过大气和地面之间角动量的交换引起大气环流的变化。山脉力矩是由山种耦合通过大气和地面之间角动量的交换引起

13、大气环流的变化。山脉力矩是由山脉两侧气压差引起的一种地面力矩。在北半球西风带中，气压分布一般是山前为脉两侧气压差引起的一种地面力矩。在北半球西风带中，气压分布一般是山前为脊（气压高或质量堆积），山后为槽，这两者的力矩均为负值，即大气把动量给脊（气压高或质量堆积），山后为槽，这两者的力矩均为负值，即大气把动量给予地球。在北半球东风带，一般山东边气压高，山西边气压低，这两者的力矩都予地球。在北半球东风带，一般山东边气压高，山西边气压低，这两者的力矩都是正值，即大气获得动量。摩擦力矩是由地面摩擦力或粘性阻力引起的是正值，即大气获得动量。摩擦力矩是由地面摩擦力或粘性阻力引起的。山脉迎风面和背面气压场不

14、对称引起的大尺度阻力。背风处的气压比迎风面山脉迎风面和背面气压场不对称引起的大尺度阻力。背风处的气压比迎风面气压（分别由于质量堆积和减少）略低，山顶以西的迎风面可产生指向东的气压（分别由于质量堆积和减少）略低，山顶以西的迎风面可产生指向东的外力矩。这与西风角动量相反，使西风减弱。以东风情况下，净山脉力矩正好外力矩。这与西风角动量相反，使西风减弱。以东风情况下，净山脉力矩正好相反，指向东，产生西风角动量。因而山脉力矩的作用与摩擦力矩是相同的。相反，指向东，产生西风角动量。因而山脉力矩的作用与摩擦力矩是相同的。等压线等压线下风水平方向下风水平方向山脉力矩山脉力矩山脉力矩山脉力矩图图1.1 1.1

15、大气相对角动量纬向平均输送的无辐散分量的流线大气相对角动量纬向平均输送的无辐散分量的流线。（a a）1010年平均；（年平均；（b b）冬季平均（冬季平均（1212，1 1，2 2月）；（月）；（c c）夏季平均（）夏季平均（6 6，7 7，8 8月）。虚线是月）。虚线是 的等值线（单的等值线（单位：位：m ms s-1-1），可以看到涡动输送的逆梯度输送特性。单位：），可以看到涡动输送的逆梯度输送特性。单位：10101818kgkgm m-2-2s s-2-2图图1.2 1.2 年平均山脉力矩的经向剖面。实线代表年平均山脉力矩的经向剖面。实线代表 Wahr Wahr 和和 Oort Oort

16、的计算结的计算结果，虚线代表果，虚线代表NewtonNewton计算的结果。单位：哈得莱计算的结果。单位：哈得莱/5/5。纬度纬度 图图1.3 1.3 根据根据HellermanHellerman和和RosenstainRosenstain3737的洋面应力资料。计算的摩擦力矩的经向剖的洋面应力资料。计算的摩擦力矩的经向剖面（虚线）。假设洋面和陆面的应力相等，则可根据洋面应力的资料（实线）面（虚线）。假设洋面和陆面的应力相等，则可根据洋面应力的资料（实线）计算出陆面力矩。（计算出陆面力矩。（a a）北半球冬季；（）北半球冬季；（b b）北半球夏季。单位：哈得莱）北半球夏季。单位：哈得莱/5/5

17、。纬纬度度图图1.41.4用高空资料（通量法）得到的纬向平均地面应力用高空资料（通量法）得到的纬向平均地面应力1919。（摩擦和山脉）经向。（摩擦和山脉）经向剖面及其与剖面及其与HellermanHellerman海洋应力剖面（短虚线：海洋应力剖面（短虚线：19671967；长虚线：；长虚线：19821982）的比）的比较。（较。（a a）年平均；（）年平均；（b b）北半球冬季；（）北半球冬季；（c c）北半球夏季。单位：）北半球夏季。单位：1010-5-5N Ncmcm-2-21.2 1.2 大气中水汽的输送和收支大气中水汽的输送和收支大气中水平输送和收支的研究是大气环流的重要问题之一。大

18、气中水平输送和收支的研究是大气环流的重要问题之一。它不仅与大气环流系统和天气系统中的水汽含量的多寡有关它不仅与大气环流系统和天气系统中的水汽含量的多寡有关，而且更重要的也与大气中可能的潜热释放或加热有关。因，而且更重要的也与大气中可能的潜热释放或加热有关。因而它是了解大气环流动力学和地气系统能量的一个重要方面而它是了解大气环流动力学和地气系统能量的一个重要方面。角动量收支，水汽收支加上能量收支是研究全球大气环流。角动量收支，水汽收支加上能量收支是研究全球大气环流维持和变化的特别有用的方法，也是近年来研究各种时空尺维持和变化的特别有用的方法，也是近年来研究各种时空尺度的气候系统的重要工具。最近三

19、、四十年来，通过一系列度的气候系统的重要工具。最近三、四十年来，通过一系列的研究这方面取得了不少结果，尤其是全球能量和水循环计的研究这方面取得了不少结果，尤其是全球能量和水循环计划（划（GEWEXGEWEX）。该计划重点研究气候系统中的水文循环及其）。该计划重点研究气候系统中的水文循环及其对全球变化的响应。对全球变化的响应。(1.11)(1.12) 上式中上式中s(q)s(q)是由相变造成的单位质量空气中水汽的产生或是由相变造成的单位质量空气中水汽的产生或破坏。这主要由蒸发、凝结和扩散过程引起。即破坏。这主要由蒸发、凝结和扩散过程引起。即s(q)s(q)e ec c（忽略扩散作用）。对上面水汽

20、收支方程垂直积分，（忽略扩散作用）。对上面水汽收支方程垂直积分，再求时间平均可得：再求时间平均可得：(1.13)这是大气中水汽收支方程，它表明降水和蒸发差等于水汽储存的局这是大气中水汽收支方程，它表明降水和蒸发差等于水汽储存的局地变率与水汽流入和流出之和。如将上式用于一有限区地变率与水汽流入和流出之和。如将上式用于一有限区A A则有：则有：(1.14)(1.15)1.141.15 对全球和气候状态求平均，（对全球和气候状态求平均，（1.131.13）式就变成）式就变成: : 这个公式不但可用于全球水循环变化的研究（这个公式不但可用于全球水循环变化的研究（ 偏离上述平衡态），而偏离上述平衡态），

21、而且也可用于大范围地区水循环的异常变化研究。而对于区域的水循环收且也可用于大范围地区水循环的异常变化研究。而对于区域的水循环收支必须考虑另外一项即水汽输送的影响，而水汽输送又决定于大气环流支必须考虑另外一项即水汽输送的影响，而水汽输送又决定于大气环流型型 的变化。所以，区域水循环的研究比全球水循环的研究要复杂得多。的变化。所以，区域水循环的研究比全球水循环的研究要复杂得多。0 图图1.10 1.10 纬向和垂直平均的向北水汽输送纬向和垂直平均的向北水汽输送. .（a a）瞬变涡动输送）瞬变涡动输送 （b b）定常涡动输送）定常涡动输送 （c c）平均经圈环流）平均经圈环流 输送输送 。单位：单

22、位：图图1.11 1.11 纬向和垂直平均的水汽垂直输送的经向剖面。（纬向和垂直平均的水汽垂直输送的经向剖面。（a a）总的）总的 （b b）瞬变涡动输送瞬变涡动输送 ；（；（c c）定常涡动输送）定常涡动输送 ；（；（d d）平均）平均经圈环流经圈环流 。单位：。单位：1010-4-4g gkgkg-1-1hPahPas s-1 -1 1010-6-6kgkgm m2 2s s-1-1图图1.12 1.12 海洋上纬向平均蒸发海洋上纬向平均蒸发 的纬向剖面。粗实线：年平均；细实线的纬向剖面。粗实线：年平均；细实线：冬季；虚线：夏季。单位：冬季；虚线：夏季。单位：cmcmd d-1-1图图1.

23、13 1.13 纬向平均降水纬向平均降水 的纬向剖面。（的纬向剖面。（a a）海洋；（）海洋；（b b）陆地；（）陆地；（c c）整个）整个陆地加海洋地区。单位：陆地加海洋地区。单位：cmcmd d-1-1图图1.14 1.14 平均经向水汽输送流线（平均经向水汽输送流线（ ）分布。（）分布。（a a）年平均；（）年平均；（b b）冬）冬季季(122(122月月) )平均；（平均；（c c）夏季（）夏季（6 68 8月）平均。单位：月）平均。单位：10108 8kgskgs-1-1。q图图1.15 19981.15 1998年年5 58 8月单位面积空气柱水汽输送的流函数及非辐散分量。（月单位

24、面积空气柱水汽输送的流函数及非辐散分量。（a a）势函数及辐散分量；（势函数及辐散分量；（b b）平均分布（等值线为流函数和势函数值；单位：）平均分布（等值线为流函数和势函数值；单位：10106 6kg/skg/s，箭矢为非辐散分量和辐散分量，单位：，箭矢为非辐散分量和辐散分量，单位：kg/(mkg/(ms)s)）1.3 1.3 大气中能量的输送和收支大气中能量的输送和收支太阳辐射是大气运动中的原动力，它是大气环流以及海洋环流的主要能太阳辐射是大气运动中的原动力，它是大气环流以及海洋环流的主要能源，因而是研究大气环流的基础。这一节我们将首先讨论辐射能量的收源，因而是研究大气环流的基础。这一节我

25、们将首先讨论辐射能量的收支。图支。图1.161.16是纬向平均的辐射剖面。在大气顶的太阳辐射，对年平均而是纬向平均的辐射剖面。在大气顶的太阳辐射，对年平均而言以赤道地区接受最多，然后向两极减少。言以赤道地区接受最多，然后向两极减少。对于冬半球，这种减少更为迅速，它从夏半球副热带地区的对于冬半球，这种减少更为迅速，它从夏半球副热带地区的475475瓦瓦/ /米米2 2减减少到冬半球极地的零值；而向夏半球极地只有很弱的减少（图少到冬半球极地的零值；而向夏半球极地只有很弱的减少（图1.16a1.16a）。这种入射太阳辐射的相当一部分又反射回太空，尤其是在高纬地区（。这种入射太阳辐射的相当一部分又反射

26、回太空，尤其是在高纬地区（图图1.16b1.16b和图和图1.16c1.16c）。在高纬反照率很高（）。在高纬反照率很高（70%70%），一方面是由于太阳），一方面是由于太阳辐射的入射角较大，另一方面是由于冰雪覆盖的作用。入射太阳辐射与辐射的入射角较大，另一方面是由于冰雪覆盖的作用。入射太阳辐射与反射太阳辐射之差即为大气顶吸收的太阳辐射（图反射太阳辐射之差即为大气顶吸收的太阳辐射（图1.16d1.16d），这部分辐），这部分辐射是用来推动地气系统环流的能源。图射是用来推动地气系统环流的能源。图1.161.16中曲线与原来太阳辐射曲线中曲线与原来太阳辐射曲线（图（图1.16a1.16a）的差别在

27、于夏半球极区有效辐射的减小，结果在夏半球也）的差别在于夏半球极区有效辐射的减小，结果在夏半球也造成明显的吸收太阳辐射的南北梯度。造成明显的吸收太阳辐射的南北梯度。地球全球能量平衡简图（新）注意各分量的图有一些不同，主要地球全球能量平衡简图（新）注意各分量的图有一些不同，主要是大气吸收了是大气吸收了67w/m67w/m2 2的太阳能，这是由于气溶胶和云增加造成的太阳能，这是由于气溶胶和云增加造成有云大气情况有云大气情况地球能量收支各分量的估算值。到达大气顶的入射太阳辐射（地球能量收支各分量的估算值。到达大气顶的入射太阳辐射（341wm341wm2 2，100100）的三分之一左右被直接）的三分之

28、一左右被直接反射回太空（反射回太空（102wm102wm2 2），余下的三分之一（），余下的三分之一（239wm239wm2 2，7070）由地表（）由地表（161wm161wm2 2）、云和气溶胶等吸收）、云和气溶胶等吸收（78wm78wm2 2）。为了平衡吸收的入射太阳辐射能（）。为了平衡吸收的入射太阳辐射能（239wm239wm2 2），地球平均要辐射同样大小的能量（），地球平均要辐射同样大小的能量（239wm239wm2 2）到太空。根据维恩辐射定律，地球主要在红外谱辐射能量。这些由陆地和海洋辐射的红外热辐射被大气到太空。根据维恩辐射定律，地球主要在红外谱辐射能量。这些由陆地和海洋辐射

29、的红外热辐射被大气（含云，（含云，COCO2 2和其它温室气体等）吸收并重新辐射回地球表面，从而导致地球大气耦合系统的增暖。这和其它温室气体等）吸收并重新辐射回地球表面，从而导致地球大气耦合系统的增暖。这叫作自然的温室效应。叫作自然的温室效应。 （Trenberth等，等， 2009）2000-20102000-2010年期间全球年平均能量收支年期间全球年平均能量收支最近最近1010年的全球辐射平衡主要根据卫星和新的地面资料更新了地表能量收支，尤其地表接年的全球辐射平衡主要根据卫星和新的地面资料更新了地表能量收支，尤其地表接收的长波辐射比过去要明显增加，约在收的长波辐射比过去要明显增加，约在1

30、0-17w/m10-17w/m-2-2。卫星观测表明。全球降水增加，这由。卫星观测表明。全球降水增加，这由 增加的地表蒸发引起和维持，因而大气中的潜热通量增加。以此，地表地表长波通量的增增加的地表蒸发引起和维持，因而大气中的潜热通量增加。以此，地表地表长波通量的增加得到补偿。加得到补偿。 (Stephens 等，等，20）比较图比较图1.16a1.16a和图和图1.16d1.16d年平均曲线，两者的分布形势实际上是相似的，年平均曲线，两者的分布形势实际上是相似的，后者是前者向下均匀平移后者是前者向下均匀平移100100瓦瓦/ /米米2 2的结果。大气顶射出的地球红外辐射的结果。大气顶射出的地球

31、红外辐射在在3030S S3030N N之间的值较高，只在之间的值较高，只在ITCZITCZ区有微小的减小（图区有微小的减小（图1.16e1.16e），），这主要是由于这个地区大量云量存在的缘故。在高纬地区，长波辐射减这主要是由于这个地区大量云量存在的缘故。在高纬地区，长波辐射减少。注意南极大气损失的红外辐射比北极大气要少，这可能因为南极的少。注意南极大气损失的红外辐射比北极大气要少，这可能因为南极的冰盖高度较高的缘故。南北的梯度并不太大。用吸收太阳辐射减去射出冰盖高度较高的缘故。南北的梯度并不太大。用吸收太阳辐射减去射出长波辐射可得净的经向加热剖面（图长波辐射可得净的经向加热剖面（图1.16

32、f1.16f）。可以看到，在热带和副）。可以看到，在热带和副热带地区，地气系统盈得辐射能量，而在中高纬地区损失辐射能量。这热带地区，地气系统盈得辐射能量，而在中高纬地区损失辐射能量。这种赤极之间辐射的不平衡必然导致动力输送过程，即依靠大气和海洋环种赤极之间辐射的不平衡必然导致动力输送过程，即依靠大气和海洋环流的经向输送把净辐射盈得区多余的热量输送到净辐射亏损区以补偿那流的经向输送把净辐射盈得区多余的热量输送到净辐射亏损区以补偿那里热量的不足，从而维持大气中正常的气候状态。里热量的不足，从而维持大气中正常的气候状态。图图1.16 1.16 各辐射分量的经向剖面。（各辐射分量的经向剖面。（a a）

33、纬向平均的入射太阳辐射；（）纬向平均的入射太阳辐射；（b b）反射太）反射太阳辐射；（阳辐射；（c c）反照率；（）反照率；（d d）吸收的太阳辐射；（）吸收的太阳辐射；（e e）放射的红外辐射；（）放射的红外辐射；（f f）净辐射。对全球平衡未作订正。单位）净辐射。对全球平衡未作订正。单位W Wm m-2-2我们首先讨论大气中总能量的输送。单位质量大气总能量为：我们首先讨论大气中总能量的输送。单位质量大气总能量为：上式右面四项分别代表内能、位能、潜热和动能。上式右面四项分别代表内能、位能、潜热和动能。对于对于半球和全球大气半球和全球大气能量的积分值能量的积分值, ,最重要的能量形式是内能（全

34、球平均占最重要的能量形式是内能（全球平均占70.4%70.4%），其次是），其次是位能（占位能（占27.127.1）和潜能（占）和潜能（占2.52.5），而动能只占总能量的很小的一），而动能只占总能量的很小的一部分，但它在大气环流能量学中起着很重要的作用。北半球年变化的振部分，但它在大气环流能量学中起着很重要的作用。北半球年变化的振幅是南半球的二倍左右，这主要是由两半球海陆分布差异造成。幅是南半球的二倍左右，这主要是由两半球海陆分布差异造成。（1.16）（x x，y y，z z，t t）坐标系中大气能量收支方程：）坐标系中大气能量收支方程：图图1.16 1.16 不同形式能量纬向和垂直平均值的

35、经向剖面。（不同形式能量纬向和垂直平均值的经向剖面。（a a）温度（）温度（）；（）；（b b）位）位势高度差（势高度差（10102 2gpmgpm），）， 是各等压面平均位势高度；（是各等压面平均位势高度；（c c）比湿（）比湿（g gkgkg-1-1）；（）；（d d）动）动能（能（m m2 2s s-2-2）。在图右侧给出相当能量标尺）。在图右侧给出相当能量标尺。可用上式讨论能量的垂直输送。假设常定状态，可用上式讨论能量的垂直输送。假设常定状态，引入总能量流函数引入总能量流函数(1.22)(1.22)对能量进行垂直输送的主要机制是有组织的对流，各种类型的积云活动对能量进行垂直输送的主要机

36、制是有组织的对流，各种类型的积云活动以及小尺度乱流。大尺度涡动在垂直输送中不如积云重要，尤其是在热以及小尺度乱流。大尺度涡动在垂直输送中不如积云重要，尤其是在热带地区。像以前求角动量流线，水汽流线一样，不难求出带地区。像以前求角动量流线，水汽流线一样，不难求出 的分布（图的分布（图1.201.20）。这种流线代表能量流密度（单位：）。这种流线代表能量流密度（单位：10101515W W）。对年平均，在热带）。对年平均，在热带3030o oS S和和3030o oN N之间地区，有大量的辐射能流入。其中能量的一半通过大气之间地区，有大量的辐射能流入。其中能量的一半通过大气，以后主要在热带海洋吸收

37、，再由洋流输向极地。但在副热带和中纬度，以后主要在热带海洋吸收，再由洋流输向极地。但在副热带和中纬度，主要输送以大气环流为主，能量在大气中向极地输送，以后在那里辐，主要输送以大气环流为主，能量在大气中向极地输送，以后在那里辐射回太空。从季节分布图可以看到大量能量直接流入夏半球。在图中当射回太空。从季节分布图可以看到大量能量直接流入夏半球。在图中当流线与流线与1000hPa1000hPa相交时，代表由能量输入地表面或由地表面输出。因而相交时，代表由能量输入地表面或由地表面输出。因而在夏半球有大量能量进入热带地区并主要储存于热带海洋，而冬半球海在夏半球有大量能量进入热带地区并主要储存于热带海洋，而

38、冬半球海洋损失大量能量。洋损失大量能量。图图1.17 1.17 总能量总能量E E纬向平均的经向输送的垂直剖面图。（纬向平均的经向输送的垂直剖面图。（a a）瞬变涡动；（）瞬变涡动；（b b）定）定常涡动；（常涡动；（c c）平均经圈环流。本图是）平均经圈环流。本图是1010年平均值。单位：年平均值。单位：msms-1-1图图1.18 1.18 总能量总能量E E纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（a a）总输送；）总输送；（b b）瞬变涡度；（）瞬变涡度；（c c）定常涡动；（）定常涡动；（d d）平均经圈环流）平均经圈环流图图1.19 1.19 总能

39、量总能量E E纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（a a）总输送；）总输送；（b b）瞬变涡度；（）瞬变涡度；（c c）定常涡动；（）定常涡动；（d d）平均经圈环流）平均经圈环流图图1.20 101.20 10年平均的大气总能量纬向平均的输送流线。（年平均的大气总能量纬向平均的输送流线。（a a）年平均；（）年平均；（b b）12122 2月；（月；（c c）6 68 8月。全球平均的能量值被减去，单位：月。全球平均的能量值被减去，单位：10101515W W图图1.21 1.21 大气能量储存率（大气能量储存率（a a）和垂直平均的大气能量通量散度（

40、）和垂直平均的大气能量通量散度（b b）的）的经向剖面。单位：经向剖面。单位：WmWm-2-2图图1.22 1.22 从大气到地表面纬向平均能量通量的经向剖面（作为余项算出）从大气到地表面纬向平均能量通量的经向剖面（作为余项算出）。图中的黑圈和叉号等是。图中的黑圈和叉号等是 Oort Oort 和和 Vonder Harr Vonder Harr 计算值计算值图图1.231.23纬向平均的海洋热储存率。（纬向平均的海洋热储存率。（a a）和海洋能量输送散度；（）和海洋能量输送散度；（b b）经向剖面。）经向剖面。OortOort和和Vonder HaarVonder Haar的结果也点在图中。

41、黑圈：年平均；的结果也点在图中。黑圈：年平均；+ +：12122 2月；：月；：6 68 8月。月。由下面的方法可以得到所要求的海洋热输送由下面的方法可以得到所要求的海洋热输送T T0 0。由前面的讨论可得，地气系统在某地区。由前面的讨论可得，地气系统在某地区盈得或亏损的总辐射能应等于该地区能量的存储项盈得或亏损的总辐射能应等于该地区能量的存储项+ +海气系统的能量输送项。长期或年海气系统的能量输送项。长期或年平均而言，存储项平均而言，存储项0 0，因而有：，因而有：图图1.24 1.24 大气（大气（T TA A）, ,海洋（海洋（T TO O）和大气）和大气+ +海洋（海洋（T TA A+

42、T+TO O）年平均能量向北输送的经）年平均能量向北输送的经向剖面。向剖面。OortOort和和Vonder HaarVonder Haar（x x）以及）以及TrenberthTrenberth（o o）的结果也点在图中。）的结果也点在图中。大尺度罗斯贝波、遥相关和大气振荡示意图（据大尺度罗斯贝波、遥相关和大气振荡示意图（据IPCCIPCC改绘）改绘） 1.4 1.4 气候变化对天气的影响气候变化对天气的影响日平均温度和降水日平均温度和降水PDFPDF分布示意图分布示意图a a：平均值增加；：平均值增加；b b：平均值和变幅都增加；：平均值和变幅都增加；c c：变幅增加；：变幅增加；d:d:

43、偏斜度增加偏斜度增加（引自（引自IPCCAR3，2001，和，和Zhang and Zwiers,2012)最近最近1010年的变化类似于年的变化类似于b b和和c c气候变化气候变化（Climate change）气候变化是指气候平均状态和离差（距平）气候变化是指气候平均状态和离差（距平）两者中的一个或两者中的一个或两个一起出现了统计意义上显著的变化。离差值越大，表明两个一起出现了统计意义上显著的变化。离差值越大，表明气候变化的幅度越大，气候状态不稳定增加。气候变化敏感气候变化的幅度越大，气候状态不稳定增加。气候变化敏感性也越大。简单地说它实际上是表征了能持续相当长一段时性也越大。简单地说它

44、实际上是表征了能持续相当长一段时期的气候态的改变或变迁，如由偏冷的状态转为偏暖的状态期的气候态的改变或变迁，如由偏冷的状态转为偏暖的状态或少暴雨期变为多暴雨期，故有人也叫气候变迁。它或少暴雨期变为多暴雨期，故有人也叫气候变迁。它可以由可以由自然的原因引起，也可以由人类活动的原因造成自然的原因引起，也可以由人类活动的原因造成（联合国气（联合国气候变化框架公约的定义），也可以由候变化框架公约的定义），也可以由自然与人类活动的原因自然与人类活动的原因共同引起共同引起（IPCCIPCC的定义）。的定义）。气候变率气候变率（Climate variability）表示所有时空尺度上气候平均态或其它统计量

45、表示所有时空尺度上气候平均态或其它统计量（如标准差，极端事件（如标准差，极端事件发生频率）的变化或变异，也可理解为在一个长期气候变化趋势或平均发生频率）的变化或变异，也可理解为在一个长期气候变化趋势或平均态上迭加的各种时间尺度的气候脉动或距平变化。它有年代际，年际，态上迭加的各种时间尺度的气候脉动或距平变化。它有年代际，年际，年，季，季节内与高频变化。有局地尺度，区域尺度和大陆尺度和全球年，季，季节内与高频变化。有局地尺度，区域尺度和大陆尺度和全球尺度。气候变率经常导致一段时间内天气与气候的异常。它可以是大气尺度。气候变率经常导致一段时间内天气与气候的异常。它可以是大气内部的变率（动力学引起）

46、，也可由自然的和人类活动产生的外强迫引内部的变率（动力学引起），也可由自然的和人类活动产生的外强迫引起。起。气候变率和气候变化的差别主要是语义上的：气候变率和气候变化的差别主要是语义上的：如所关注的变化发生如所关注的变化发生在某一特定时段（如在某一特定时段（如2020世纪），则称其为该时段内的气候变率；如涉及世纪），则称其为该时段内的气候变率；如涉及两个连续时代（如两个连续时代（如2020世纪上半叶与下半叶）的差异（气候态）的变化，世纪上半叶与下半叶）的差异（气候态）的变化，则被称为从一个时代到下一个时代的气候变化，如冰期与间冰期。则被称为从一个时代到下一个时代的气候变化，如冰期与间冰期。应该

47、强调，虽然气候变化可由内部过程和（或）外强迫引起应该强调，虽然气候变化可由内部过程和（或）外强迫引起，但，但了解气候变化的关键目的是认识由人类活动和自然外强了解气候变化的关键目的是认识由人类活动和自然外强迫产生的气候变化，以及如何区分它们与气候系统内部过程迫产生的气候变化，以及如何区分它们与气候系统内部过程造成的变化与变率之间的差别。造成的变化与变率之间的差别。内部变率表现在各种时间尺内部变率表现在各种时间尺度上。大气过程能产生内部变率，其时间尺度从极短的瞬间度上。大气过程能产生内部变率，其时间尺度从极短的瞬间到数年。气候系统的其它分量，如海洋和大冰盖产生的变率到数年。气候系统的其它分量，如海

48、洋和大冰盖产生的变率时间尺度长得多。它们按自身的演变过程产生一定的内部变时间尺度长得多。它们按自身的演变过程产生一定的内部变率，并且也与迅速变化大气引起的变率混合在一起。此外，率，并且也与迅速变化大气引起的变率混合在一起。此外，地球气候系统的各圈层的耦合相互作用也产生内部变率，地球气候系统的各圈层的耦合相互作用也产生内部变率，ENSOENSO就是一明显的例子。但要区分外部影响的作用与内部气就是一明显的例子。但要区分外部影响的作用与内部气候变率是不容易的。这需要根据观测资料的分析和对气候系候变率是不容易的。这需要根据观测资料的分析和对气候系统的物理认识。这是统的物理认识。这是气候变化的检测和归因

49、研究，它主要是气候变化的检测和归因研究，它主要是用客观统计方法检验观测资料中是否包含预期的对外强迫响用客观统计方法检验观测资料中是否包含预期的对外强迫响应的证据，并评估它是否与气候系统内产生的变化（内部变应的证据，并评估它是否与气候系统内产生的变化（内部变率）有何区别。率）有何区别。 多年平均值多年平均值 （Normal) )很少有人注意到这样一个事实：很少有人注意到这样一个事实：多年平均值现在改变很多，多年平均值现在改变很多，说明气候变化正在明显地发生。说明气候变化正在明显地发生。人们在考虑现在的气候是如人们在考虑现在的气候是如何异常时，经常忘记由新的多年平均值造成的差异。这明显何异常时，经

50、常忘记由新的多年平均值造成的差异。这明显地歪曲（增大或减少）了异常或反常的程度。这就提出一个地歪曲（增大或减少）了异常或反常的程度。这就提出一个问题，如何更清楚的阐述气候变化呢？我们应该借助于目前问题，如何更清楚的阐述气候变化呢？我们应该借助于目前正发展的正发展的“气候动力学气候动力学”（过去已有天气动力学）的概念与（过去已有天气动力学）的概念与成果。气候实际上是连续演变和变化的。因而成果。气候实际上是连续演变和变化的。因而以统计方法认以统计方法认为的取一时段做平均来得为的取一时段做平均来得“气候气候”并不完全合理。而是应该并不完全合理。而是应该以不同的方式来考虑和定义气候，即从物理的观点来定

51、义气以不同的方式来考虑和定义气候，即从物理的观点来定义气候。候。耦合强迫：海气耦合与陆气耦合耦合强迫：海气耦合与陆气耦合耦合变率是气候系统的内部变率之一，也是气候系统的自然变化；气候耦合变率是气候系统的内部变率之一，也是气候系统的自然变化；气候系统的系统的内部变率另一个分量是大气本身的变化，它具有各种时空尺度。内部变率另一个分量是大气本身的变化，它具有各种时空尺度。主要包括天气系统的变化和影响，因而，气候系统的内部变化主要包括天气系统的变化和影响，因而，气候系统的内部变化可分大气可分大气的内部变率与耦合变率两种。的内部变率与耦合变率两种。对季节和年际预报而言，前者被看做是不对季节和年际预报而言

52、，前者被看做是不可预报的，是不可预测的噪音，而季节与年际尺度是气候系统的耦合变可预报的，是不可预测的噪音，而季节与年际尺度是气候系统的耦合变率。它是一种慢变过程，如海洋和耦合海气系统的低频变化以及海冰；率。它是一种慢变过程，如海洋和耦合海气系统的低频变化以及海冰；陆气耦合也是一种耦合变率，包括土壤条件，雪盖等的影响。陆气耦合也是一种耦合变率，包括土壤条件，雪盖等的影响。QBOQBO和平和平流层状况可作为上边界影响季节预报和年际预报，因而研究平流层与对流层状况可作为上边界影响季节预报和年际预报，因而研究平流层与对流层的相互作用对气候预报是十分重要的。流层的相互作用对气候预报是十分重要的。海气耦合

53、海气耦合海洋能够储存巨大的能量，海洋能够储存巨大的能量，1m1m3 3海水的热容量是海水的热容量是4.2 4.2 10106 6焦耳焦耳m m-3-3k k-1-1或为或为空气热容量的空气热容量的35003500倍，花岗岩的倍，花岗岩的1.81.8倍。阳光可在海洋顶部几米厚度直倍。阳光可在海洋顶部几米厚度直接被吸收，以后混合过程把热量在表层混合后进一步再分布。因而上部接被吸收，以后混合过程把热量在表层混合后进一步再分布。因而上部2.5m 2.5m 的海洋当冷却的海洋当冷却1 1时可加热其上的整个空气柱也达时可加热其上的整个空气柱也达1 1。海洋可以。海洋可以从一个地气的向另一地气输送暖水。从一

54、个地气的向另一地气输送暖水。100m100m深的海洋混合层随季节加热深的海洋混合层随季节加热1010相当相当1m1m厚的岩石也加热厚的岩石也加热1010，所能存储的热量是其，所能存储的热量是其100100倍。因而，倍。因而，海洋混合层对大气有很大的影响，因而大气是任何储存于海洋的异常信海洋混合层对大气有很大的影响，因而大气是任何储存于海洋的异常信号的号的“接收器接收器”海洋上气温、降水等预报只有考虑了海洋状态才能改善海洋上气温、降水等预报只有考虑了海洋状态才能改善其演变的预报。这也是海气耦合问题的关键。其演变的预报。这也是海气耦合问题的关键。2000-20122000-2012年春季及年春季及

55、夏季（夏季（6-76-7月）月）SSTASSTA春季春季夏季夏季LaLa NinaNina年是造成副高长时间持续和高温热浪的主要原因年是造成副高长时间持续和高温热浪的主要原因副热带高压偏北，偏西，偏强，持续是高温热浪的直接原因和影响系统副热带高压偏北，偏西，偏强，持续是高温热浪的直接原因和影响系统20132013年中国高温盛期年中国高温盛期500hPa500hPa高度综合距平图高度综合距平图HHH 20132013年春季及夏年春季及夏季（季（6-76-7月）月）SSTASSTA春季春季夏季夏季20012001年春夏年春夏LaLa NinaNina 事件使冷海水更向西扩事件使冷海水更向西扩The

56、 AMO. a, AMO index (black) of North Atlantic SST, and thegSSTmA index (thin blue) of SST outside the North Atlantic; the thick redand blue lines show low-pass-filtered indices. b, AMO index as in a after the low-pass-filtered gSSTmA index has been subtracted. Thick black horizontal lines indicate th

57、e periods used to define the warm and coolphases of the AMO. (Sutton and Dong,2013)大西洋多年代振荡大西洋多年代振荡陆气耦合陆气耦合土壤湿度：土壤湿度：主要是季节内尺度的记忆通过土壤温度对地面能量收支的影响可传主要是季节内尺度的记忆通过土壤温度对地面能量收支的影响可传送到大气（主要是蒸发）。其初始化可影响降水和气温。送到大气（主要是蒸发）。其初始化可影响降水和气温。雪盖：雪盖：影响地表反照率，并使大气与较暖的下垫面解耦。冬春大范围积雪可产影响地表反照率，并使大气与较暖的下垫面解耦。冬春大范围积雪可产生大的地表径流

58、和土壤湿度异常，其反馈可影响季节预报，如秋季的西伯利亚生大的地表径流和土壤湿度异常，其反馈可影响季节预报，如秋季的西伯利亚积雪雪盖异常可用于预报东亚夏季风强度。积雪雪盖异常可用于预报东亚夏季风强度。植被：植被：植被结构和生长状况对气候异常有缓慢的响应。异常的植被特征在产生植被结构和生长状况对气候异常有缓慢的响应。异常的植被特征在产生它们的气候异常改变之后可持续相当长时间（数月到数年）。物种类型，覆盖它们的气候异常改变之后可持续相当长时间（数月到数年）。物种类型，覆盖比，叶面指数决定了陆面的蒸发，辐射交换和动量交换。因而植被异常的长期比，叶面指数决定了陆面的蒸发，辐射交换和动量交换。因而植被异常的长期记忆可被传送到更大的地球系统。记忆可被传送到更大的地球系统。地下水位变化：地下水位变化：时间尺度更长，目前由于观测资料少，其影响尚不清楚。可预时间尺度更长，目前由于观测资料少，其影响尚不清楚。可预期会影响几年以上的预报。期会影响几年以上的预报。陆地热容量：陆地热容量：通过分子扩散释放，其储存量有日变化（通过分子扩散释放，其储存量有日变化（100w/m2100w/m2）和年变化（）和年变化（5wm-25wm-2），尤其是裸露地区。），尤其是裸露地区。北极海冰：北极海冰：在天气在天气- -年代尺度与大气与海洋是高度耦合的。年代尺度与大气与海洋是高度耦合的。 （取自美国科学院报告，（取