海-氣相互作用

近年來人們日益認識到海氣相互作用是長期天氣和氣候變化的重要因素，也是研究和預報海洋狀況的關鍵，因而在這方面氣象和海洋學家都作了大量研究。海洋和大氣是作為一個藕合系統起作用的，海氣相互作用發生在整個時空尺度譜中：大氣和海洋邊界層中的微尺度， 和風暴系統有關的天氣尺度，和常稱作遙相關的世界範圍影響有關的季節和年尺度；以及從幾年到冰期，且貫穿地質年代的氣候尺度。

海洋對大氣的影響主要在於它向大氣輸送熱量和水汽，輸送的速率則主要取決於洋麪温度及大氣邊界層中的風以及温度和濕度的垂直分佈。而大氣對海洋的作用主要表現為動量的輸送以及雲量對輻射的調節。因此，作為海氣相互作用的要素，海洋和大氣之間的熱量、水汽和動量通量一直是海氣相互作用研究的主要目標。 ^[1] 

長期數值預報研究小組設計了一個海氣相互作用模式，在熱力學的相互作用方面，在海氣交界面上海洋除接受到太陽輻射外，也向大氣提供蒸發潛熱，同時通過湍流向表層以下海水輸送熱量；在動力學的相互作用方面，由大氣中行星波的渦度控制雲量，通過雲量調節海面所接受到的太陽輻射量。

對這個模式中所包含運動的頻率分析指出，在大氣中將出現兩類性質完全不同的運動：一類是兩組非絕熱行星波，其振盪頻率如圖1所示，圖1中虛線是正壓情況下的絕熱行星波頻率，可見海氣相互作用對這類運動的頻率影響不大。另一類非絕熱行星波中的一組是發展的，另一組則是阻尼的， 對波長約六千公里的波，發展波的增長率約一個星期增長到e倍。值得注意的是另一類運動，當波長為六千公里時，其振盪頻率約0.5 x l0^-6/ 秒，即相當週期約三個月。 這類長週期波，當波長大於五千公里後是發展的，增長率約一個月增長e 倍。同時上面的計算還表明，至少對特徵時間大於行星波週期的長期過程，存在着大氣運動向海温適應的階段，適應時間不到一個月。這説明在大氣運動和海洋加熱這一對相互制約的矛盾對立體中，對於長期過程來説，海洋加熱場在一個階段中可以是矛盾的主要方面，大氣的長週期運動將受海洋加熱的制約。 ^[2] 

海氣相互作用的主要方向和變化

通常認為，大氣和海洋平均來説處於穩定層結。但實際上，大氣和海洋中，在同一高度上，流體塊的密度是不同的，由此產生有效位能，這主要是非絕熱的結果。此外，層結流體中任何局地的垂直運動都引起質量的重新分佈，從而產生有效位能的變化。除了潮汐力和內部摩擦消耗外，大氣和海洋的總動能還能由有效位能的相應變化或邊界上的摩擦來改變。這兩種過程的效率在大氣和海洋這兩種介質中是不同的。在大氣這一產生動能的熱機中，邊界摩擦項要小一個量級，而上層海洋的洋流運動則主要通過海氣交界面的摩擦來產生。對洋流來説，與其説它是由密度水平變化所產生，還不如説是它產生了密度的水平變化和熱量平流，產生海面水平方向熱力的不均勻性，反過來把有效位能輸入大氣。因此，動能是大氣大量給予海洋，而不是海洋給大氣的。另一方面，水汽和潛熱通量幾乎無例外是海洋給空氣的，可感熱總的向上通量也大於向下的通量。海洋和大氣之間正是通過這兩種不同方向的輸送過程聯繫起來。這樣作為地球大氣和海洋運動的主要來源的太陽輻射，首先大部分是通過海氣交界面為海洋所吸收，然後由海洋以潛熱、感熱、長波輻射交換等形式通過海面供給大氣，轉變為大氣的動能，運動大氣以動量形式供給海洋運動的動能，產生海洋熱狀況的再分配，再給大氣以有效位能，如此相互作用，多次經過海氣交界面，問題就更加複雜了。 ^[3] 

不同氣候帶海氣相互作用的若干事實

已經發現的長期大尺度海氣相互作用的事實表明：在不同地區，由於海陸配置的不同及所處地理緯度的差別，相互作用的特徵是不同的。

1. 赤道太平洋信風區的海氣相互作用

從世界海面温度緯向距平圖可以看到，全球赤道某些地區存在着冷水帶，其中赤道太平洋東部的冷水帶最冷，伸展得也最遠，它自南美沿岸向西伸展約85 個經度，秘魯沿岸水温比同緯度平均值低8℃。而西太平洋海面温度總是相當高。皮葉克尼斯認為這種東西向的海温梯度形成了赤道平面上的一種“熱成環流” ：空氣在秘魯冷水區輻散下沉，在印尼島嶼區附近輻合上升，低層為東風，高層為西風。在赤道印度洋上，由於同一類型的東暖西冷的海温分佈，存在着另一個相反方向的熱成環流。皮葉克尼斯將這兩個赤道大氣環流圈稱之為“沃克環流” ，將它與沃克提出的南方濤動相聯繫。沃克1924年提出的“南方濤動” 這一術語，簡單地説就是印尼和太平洋熱帶地區大氣環流和水分循環強度的變化。貝爾拉1957年進一步發展了沃克的觀點。他發現，赤道太平洋東西部氣壓距平具有相反的趨勢，距平零線在165°E 附近，近乎南北走向。可以把東西部的氣壓差作為環流指數來表示南美至西太平洋這一佔全球赤道四分之一地區東西向空氣質量交換的強度。這一環流指數可以用來説明南方濤動的維持。皮葉克尼斯、貝爾拉等指出，赤道冷水西伸範圍有顯著的年際變化，它可影響東西向的温度梯度、氣壓梯度，影響沃克環流的強度，產生所謂南方濤動，進而影響全球天氣。

2. 印度季風區的海氣相互作用

印度洋西冷東暖的海面温度分佈產生對大氣的不同加熱，從而影響了氣壓場。沙哈分析了沿15°N，30°~150°E 海面温度和氣壓廓線發現有明顯的西高東低的氣壓分佈；西部海洋為次一級的高壓脊，東部海洋為低壓槽，呈現自西向東的地面氣壓梯度。沙哈認為這樣就可構成一種次一級垂直環流，這與皮葉克尼斯的熱成沃克環流是一回事。這一環流圈由索馬里沿岸冷水區的下沉，印度沿岸暖水區上升，低層西風，高層東風所組成。沙哈認為這一環流的低層分支，可以用來解釋東印度洋赤道西風比西印度洋赤道西風更為典型的觀測事實：次一級垂直環流低層的西風加強了赤道西風。將這一環流圈與太平洋上的環流圈一起考慮，便可解釋自印度至西太平洋強盛的赤道西風。同時，也可用來解釋夏季西太平洋和印度洋特有的雙赤道輻合帶。

3. 中緯度地區的海氣相互作用

觀測北太平洋多年平均海平面氣壓場的季節變化，可以看到上述海面最大增暖區正處於阿留申低壓和太平洋高壓隨季節互相進退的地帶。通常海温距平秋季最大，這樣冬季在暖舌附近產生異常的氣旋活動。這是海面可感熱潛熱通量加大，凝結潛熱釋放及斜壓性增強的結果。

春季產生相反的氣壓距平場，太平洋高壓向北挺進，它又促進暖舌繼續下去。在夏季，雖然暖水對氣旋活動稍有增強，多半是個別的熱帶風暴，水温距平僅僅因為雲量或交換作用稍有減小。在秋季，在阿留申和阿拉斯加灣，當氣旋移到北部暖水區時強烈發展，它迫使維持一強的太平洋高壓，這樣它便與其他因子一起重新建立起中太平洋暖水舌。 ^[3]