海气能量交换和边界层参数 海气热量交换主要方式

导语：海气能量交换和边界层参数是两个至关重要的概念，这两个领域的研究不仅对于理解地球气候系统具有深远影响，而且在实际应用中，如天气预报、海洋资源开发和气候变化预测等方面也发挥着不可替代的作用，下面就一起去看看海气能量交换和边界层参数和海气热量交换主要方式吧!

海气能量交换和边界层参数

热带气旋

感热和潜热的海气交换和动量交换(摩擦作用)对于热带气旋的发展和维持起着重要作用。这些过程都发生在大气边界层中。Malkus和Riehl[3]指出，如果在边界层中的θ。与平均热带大气的一样，根据静力学关系不能解释台风中很深的中心气压。

根据他们的估计，如果地面气压出现996毫巴，则θ.值应比平均热带大气的高12.5°K。Byers⁴也指出边界层感热和潜热输送的重要性。当台风边界层中的空气向中心流动时，由于减压发生绝热膨胀，造成冷却，露点降低。为此需要从海面上来的感热和潜热输送来补偿这种冷却，并使θ.增加，实际观测到的条件是近于等温的。Ooyamal⁵强调边界层能量交换对维持台风中积云对流的重要性。他认为，如果边界层中θ.是常数，则当风暴暖心产生后，风暴中心的条件不稳定性很快减小，一旦递减率变成中性时，虽然在垂直气柱中仍有潜热不断释放，但气柱的平均温度不可能再增加，风暴的继续发展也就停止。为了使台风仍能发展，边界层中的θ。必须有更高的值。

由海洋加入到的感热和潜热长期以来虽被认为是热带风暴发展和维持的重要因子，但海洋的蒸发(潜热输送)比起水汽的侧向流入要小得多，并且台风与海洋间的感热交换只有潜热交换的百分之几。对此Ooyama提出一种看法，如果不仅考虑在风暴内区的海洋蒸发，而且还考虑外区的蒸发，则仍可以看出海洋蒸发的重要性。由摩擦造成的径向流入通量愈近风暴中心愈小，空气很快上升，造成在内雨区中旺盛的对流活动。但在离开中心很远的地方，气旋性环流较弱，径向流入通量一般很小，因此在任一时刻，在离中心某一距离处，径向流入通量为最大值。在这个最大值半径之外，径向流入通量是辐散的。这种通量的辐散只能由自由大气中下沉到边界层的空气来补偿。由于在对流层下部下沉空气很干。边界层中的空气由于与这种下沉干空气混合而使θ。减小。这种边界层中的空气在向内部移动过程中，由于吸收了大量从海洋上输送的水汽使得θ。

不断提高。如果空气达到内区之前，由海洋上来的热量和水汽不能使空气的θ。值提高到十分高的值，对流活动将减弱，风暴也减弱。到达内部对流区的总通量中，外区下沉的空气占有很大的比例。如果上述看法是正确的，则外区来自海洋的潜热和感热输送对于供给热带气旋的总能量起着重要的作用。感热和潜热的输送在台风发生发展的不同时期是不同的。有人¹”曾经计算了西太平洋14个台风发生前和发生过程中感热和潜热的输送，发现当有天气尺度扰动通过时，海面的输送发生显著变化。感热和潜热都向上输送，这种输送区随台风一起移动。当台风增强时，海洋向大气的输送也增加，由于能量尤其是潜热源源不断地输向大气，有利于台风的发展。

在理论研究和数值研究中，海面动量、感热和水汽垂直通量是作为一种下边界条件出现的，目前主要由半经验公式表示式(6.21),(6.22),(6.23)分别是动量、感热和潜热通量公式，式中cp是阻力系数，Cs,c₁是感热和潜热的交换系数，一般常取cp=c=c。Tsea,Qsea分别是海面温度和比湿，qsea是Tsea时的饱和值。T,q是边界层空气的温度和比湿。|VI=(v²+v²)¹²。在求h,和m,时，一般规定Tsea为常数，但海面气温T是由边界层中热力学方程确定的，它随时间和空间变化，海气温差也随半径和时间有变化。在m,中，边界层中的比湿4可由比湿预报方程确定，而qsea与海面气压有关PR和qu(pr)分别是台风半径r=rmax处的地面气压值和饱和比湿值，它们保持不变，故qsea与p:(地面气压)成反比。当气压下降时，(qsea—q)增加，水汽通量也增加。

由于在风暴中心附近p:的百分比变化比较远处大得多，所以这里水汽通量的变化最显著。上面三个交换公式[(6.21)—(6.23)]是出现在边界层方程组中。例如，上式中左端项出现在运动方程中[式(6.1),(6.2),(6.9)],故摩擦作用被考虑在边界层运动方程或动量方程中，类似感热和潜热通量方程也被考虑在热力学方程和比湿方程或水汽连续方程中。边界层中三个重要的参数cp,Cs,cz一般取cp=c₃=CL,但实际上它们有一定差别。阻力系数说明地面摩擦的大小，在边界层参数中是研究较多的一个量。在台风数值模拟中，它是直接决定台风增长率的一个参数6.从水汽供应的观点看这个结果是很容易理解的。Charney和Ehassen指出，地面摩擦阻力有双重作用：一方面埃克曼层中的水汽摩擦辐合是有组织积云对流的水汽来源;另一方面地面阻力摩擦作用是成熟热带气旋动能的主要消耗者。在扰动发展的早期阶段，线性理论是正确的，这时气旋较弱，切向风很小，动能消耗也小，故水汽的辐合作用要大于消耗作用，并且水汽辐合增加得比动能消耗要快，因而增长率随阻力系数增加而增加。

台风

但是增长到一定程度时，非线性作用就变得重要，结果此时不再能用线性理论来确定台风强度是否直接或间接与阻力系数有关，为此必须用数值试验进行研究。在数值或理论研究中，cp一般有两种取法。一是取常数，多取0.0025—-0.003;另一种是取随低层风呈线性变化的值，最常用的公式是cp=(0.5×0.06v₁)×10-3或cp=1.1×10-³+4.0×10-3|V₁o]7v₁,V₁o都是近地面层风。在数值试验中这两种取法会带来不同的结果，取线性增加值时，风暴的组织时间可比取常值时(3×10-3)长2倍。根据线性分析，热带气旋增长率与阻力系数直接成正比，又据上面的cp线性公式，在初始时刻cp最大值约为1.38×10-3.这比取常值时要小一半，因而增长也慢。

根据Rosenthal.的公式，在风力未达到47.5米/秒前，cp是不会达到3×10-³的。Ooyama通过取不同的cp值计算了风暴的最终强度。他得到当阻力系数增加时，最终强度减弱。Rosenthal也得到了类似结果。因而在线性阶段(台风的初生阶段),当cp增加时，增长率也增加，但所达到的最大强度值却减小。反之当阻力系数减小时，增长率减小，但最大强度增加。在成熟阶段，情况比较复杂一些。当cp增加时，会产生更大的降水和潜热释放，但由于动能消耗也增加，最大强度减弱。如果cp减小，则最大风速增加，但是当cp很小时，所造成的水汽辐合十分弱，最大风速也减小。Cs,cz的变化对风暴也有一定的影响。根据数值研究，在未成熟阶段，当cs,cz加大一倍时，与原来差别不大。但在成熟阶段出现显著差别，如c,=0(感热输送=0),风暴的最大风速由原来的50米/秒减小到45米/秒。如cz=0.最大强度减小到22米/秒。这表明cg=0不如cz=0反应显著,这也说明了凝结潜热通量的重要。如果把cs,cz增加一倍，则最大风速增加。

海气热量交换主要方式

海气热量交换主要通过潜热和长波辐射进行。

潜热交换：海洋通过水分的蒸发过程吸收大量热量，这些水汽进入大气后，在凝结(如云和降水)时释放出潜热，这是海洋与大气之间热量交换的一个重要方式，特别是在热带地区更为显著。

长波辐射：海洋还通过长波辐射的方式向大气输送热量，这是另一个重要的热交换机制。长波辐射主要发生在海面与大气之间，海洋通过这种方式将储存的太阳辐射能传递给大气。

这两种方式在海气相互作用中扮演着关键角色，共同影响着地球的气候系统。