海气相互作用:

核心问题：

基本能量平衡体系

反馈与最终结果之间的关系

矢量点乘：等于矢量的模之积乘以矢量之间的夹角的余弦，相对于两个矩阵的对角线元素之积的和。

绝对风速: 风相对于地球的速度

相对风速：风相对于海流的速度，二者之间的矢量差。

tip：在西边界流区，海流不受局地风场决定，取决于海盆尺度的风应力旋度决定。

流场中每一点上都与速度矢量相切的曲线。

涡度的典型代表为具有气旋性切变和曲率的运动，不存在扩张或者伸展（散度为0）

与涡度概念紧密相关的是环流，指的是在一个封闭的路径C内沿着边界的流速线积分。

D Γ D t = 0 \frac {D\Gamma} {Dt}=0 DtDΓ​=0

表示**流体的层化与流速剪切**的比例。

层化强，则混合弱；层化弱，则流速剪切增强，更容易发生不稳定对流==混合。

密度一定时，层化越弱，势能越大

物理解释:在上层海洋充分混合的情况下,必然需要风应力搅拌输入动能,或者表面冷却过程增加表层密度,使得垂向密度均匀混合,而这两种方式海洋都获得能量转换成势能.

受海洋热力影响，风场是大气驱动海洋的直接因子。

中高纬度区域的风速和海表面有效波高高于热带地区。

海流:海水大规模相对稳定的非周期运动。

海洋环流： 海盆中的海流形成首尾相连的相对独立的环流系统或者涡旋。

大洋环流受到：通风温跃层、西向强化理论、高纬度水团生成三部分组成。

通风：温跃层等值线在高纬度海区露头的物理现象，实际上就是温跃层接触到了上层大气。

西向强化：

在西边界流区，海表面温度和湿度大于大气的近海表面温度和湿度时，大量的热量会从海洋中以潜热和感热的形式释放到大气中，西边界流的存在对维持这种海气热属性差的存在起到重要作用。

高纬度水团生成：

在高纬度海区，由于剧烈的海洋失热过程，海水冷却，密度增加，下沉导致高纬度海区水团的生成。

急流：

北半球冬季

季风

季风环流：热带季风、亚热带季风、温带季风

热带季风==》行星风带的季节性移动

东亚季风成因： 海陆冬夏热力差异+青藏高原大地形的影响

青藏高原，H较高，太阳辐射强，容易导致气流上升，周边气流补充辐合

暖空气上升，近地面产生低压，高空形成高压

冷空气上升，近地面产生冷高压，海洋形成暖低压

局地环流：

海气边界层概念包括大气边界层，海洋上边界层。

大气边界层：

根据湍流摩擦力、气压梯度力、科氏力对于运动作用的贡献，将大气边界层分为：

朗缪尔环流：由波、流相互作用所诱导的一对方向旋转的涡旋，称为朗缪尔环流。

海气通量

北极放大效应：

净短波辐射影响因素：

净长波辐射的量值取决于四个物理量：

SST

近海表面大气温度

大气中相对湿度=0.15

云含量=0.5

降水多的赤道辐合带区，长波辐射较弱

蒸发过程强的区域如西边界流区，净长波辐射较强。

长波辐射很大程度上取决于海气的热属性，在海气温差较大的区域，长波辐射较大；中高纬度地区，长波辐射的强度变弱，因为中高纬海洋大气温度降低，相对湿度也降低，影响温差。

温室效应：

海气湍流通量：包括（蒸发）潜热和（对流）感热通量

西边界流的存在对于维持海气热属性差异的存在有着重要作用。蒸发潜热、

全球水循环量级：

海气热对流==》感热《==海洋与大气存在温度差。

热带地区（不含赤道辐合带）由于蒸发较强，使得潜热通量较强，而大气近海表面温度与海表面温度相差不大；感热通量与其相比，量级上较小，可以忽略。

care：当局地温度高于海洋时，感热通量由大气进入海洋。潜热与蒸发相关，潜热通量通过海洋进入大气.

风在两种湍流通量形式中也很重要:1\风的大小直接影响到湍流通量的估计;2\风的过程会间接引起海洋动力学过程,从而改变海气热属性差.

感热与潜热的大小之比为:鲍文比 - 因为热带地区,蒸发较大,所以潜热通量较大,鲍文比较小;到了高纬度,海气温差变大,感热通量增强,鲍文比逐渐变大.- 整体上,全球平均感热约占潜热的0.1,鲍文比=0.1 .

海盆东部相对于西部获得更多的能量:

海气热通量是海表面温度变化的重要热驱动.也是海洋加热大气的来源.

西边界流携带暖而湿的高温水到达中纬度,温湿的西边界流遇到局地相对来说干冷的大气,海洋会以蒸发潜热\对流感热的形式释放大量热量,海洋失热,从而调整局地的天气和气候.西边界流的存在可以维持海气热属性的差异,从而海洋从热带的获得热量变化为失去热量,进而体现了西边界流的在调整海气热通量变化过程中的重要作用.

水团:

黑潮底层水:低温高盐

黑潮表层:高温高盐

陆架水团:高温低盐

几个重要的层结概念:

上层混合层:

温跃层:

在南北半球的冬季,太阳短波辐射少,冬季强的海气湍流热通量使得海表面失热,利于温跃层深度的加深,相反,在夏季辐射强\海气湍流热通量相对较弱的情况下,海洋混合层变浅.==>高纬度海区混合层较深,热带\副热带混合层较浅.

障碍层:温度混合层深于密度混合层

补偿层:温度混合层浅于密度混合层

逆温现象:

当盐度层化梯度足够大而主导密度分层时,会发生逆温.==>温度随着深度增加而增加.

混合层动力过程:

随着加热增强,层化越强,热量难以往下输送,热量便被困在一个薄层内,这个薄层叫做捕集深度.

风的搅拌作用对于混合层的有着决定性作用,是混合层的动力驱动.

温度差异越大，需要更多的功来使下层海水混合。

混合层变化实验:

初始状态- 温度层化\盐度层化\密度层化,有混合层

淡水输入：

海表面冷却即失热过程，使得上层与下层温度相差较小，难以形成层化，所以混合层加深。

风搅拌过程，使得上层海水被充分搅拌，海表热量被输送下层，下层水温增加，与上层相差较小，混合层加深。

强迫过程:

ITCZ（赤道辐合带）为什么常年位于赤道以北？

沃克环流：

赤道东风减弱》东岸上升流减弱》赤道温跃层倾斜减弱，东太变暖》海温梯度减弱》赤道东风减弱

温跃层倾斜机制其一：

Bjerknes 正反馈效应：

波动过程不会直接产生热传输，而是通过波动的调整引起温跃层变化，进而影响海表面温度。

Enso 负反馈理论：

延迟振子理论==》

厄尔尼诺发展期间，赤道中东太平洋区域出现西风异常，与背景场东风激发出的东传暖开尔文波和西传的冷罗斯贝波，暖的开尔文波会继续压制温跃层的抬升，起到中东太平洋增温作用，西传冷的罗斯贝波遇到西边界反射后，激发东传的冷的开尔文波，传到东太平洋调整抬升温跃层深度，使得温度的正异常减弱，从而减弱厄尔尼诺过程，同时产生拉尼暖事件。东传的开尔文波到达东边界后向南北两侧传播，辐射形成向西的罗斯贝波，进而加深温跃层过程，起到负反馈作用。

充电放电理论==》

赤道东太平洋变暖之后，由于东风减弱、西风增强，使得副热带海区的风应力旋度和埃克曼泵压减弱，向赤道的输运转换为向极地的severdrup输运，使得东太平洋温跃层抬升，变浅，温度降低，从厄尔尼诺事件转为拉尼娜事件==》优势在于不考虑西边界问题

赤道外海气相互作用理论

冷罗斯贝波还未到达西太平洋便在赤道外西太平洋通过海气相互作用形成反气旋的低空大气异常，引起赤道上纬向风的负异常，激发东传的开尔文波以实现位相转换。

海洋波动热平流效应理论

与海洋波动对应的海洋平流过程影响暖池东边界的移动，迫使ENSO位相转换。

ENSO两种类型：

区别特征：

厄尔尼诺动力过程：热带波动过程》海洋的加热驱动了热带沃克环流和哈德莱环流过程，大气环流过程又通过bjerknes正反馈过程反过来影响海洋的热力和动力过程。《

中高纬度大气动力机制与热带地区有显著不同：

斜压不稳定 ：

正压不稳定

大气波动产生背景：

极子：

正负对应的高低压中心成为极子（dipole）

正负的变化成为极性

环状模指数/北大西洋涛动指数:

基于EOF模态的主成分时间变化过程

两个压强中心的极性转换对应正负指数的转换

正负极性引起的中纬度的纬向风异常过程：

北大西洋深层水生成率主要取决于高纬度海洋海水剧烈失热过程==》北大西洋涛动指数通过影响湍流热通量过程，进而影响北大西洋深层水生成率，从而影响全球区域和全球气候变化。

湍热通量有季节内变化特征，冬半球海气湿度差和风速大，边界流区和高纬度海区以湍流热通量形式大量失热，从而影响北大西洋深层对流。

季节内振荡(MJO)中，西风爆发引起海洋潜热增加，加剧海表冷却，反之，海洋潜热的增加使MJO过程稳定，维持其中心对流和向东传播过程。（西风爆发，增强，=》风速变大，蒸发增强，蒸发吸热变多=》潜热增大，海洋表面失去热量，冷却。

热含量变化的估计存在的不稳定性：

火山喷发：

海气能量交换时海洋变暖的主要驱动力。

要素观测：

观测类型、手段：

区域分类:

海气相互作用导论 ，宋翔洲编著，2020，海洋出版社