海气相互作用知识点整理

海气相互作用
- 1、海气能量循环
- - **名词解释**
  - **流体运动学**
  - **向量运算**
  - - 高斯定理：
    - 斯托克斯定理：
    - 流线：
    - 流函数：
    - 开尔文定理：
    - 热成风关系：
    - ==雷诺数==:
    - ==罗斯贝数：==
    - ==埃克曼数==：
    - 理查德森数:
- **3 大气环流概论:**
- - **三圈环流：**
  - - **哈德莱环流：**
    - 热带辐合带:
    - 热带大气环流理论:
- 3、大气环流概论
- - **全球风场和埃克曼泵压**
- 4、海洋环流基础
- 5、海气边界层理论
- 6、海气热通量
- - 由于海气湿度差最大，全球最强的海洋蒸发发生在西边界流区，约250cm a−1^{-1}−1,其次是在副热带海区。
- 7 、海洋混合层
- - 混合层变化机制(普林斯模型)
- 8 海气耦合模态
- - 厄尔尼诺：
- 9、海气相互作用的观测和实践

海气相互作用

1、海气能量循环

名词解释

海气相互作用:

发生在海气界面处的大气海洋动力耦合、热量和物质交换的过程，是大气科学和海洋科学的有机结合。

核心问题：

基本能量平衡体系
反馈与最终结果之间的关系

流体运动学

向量运算

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。

高斯定理：
- 进行体积分与面积分之间的相互转换。》用于理解海洋区域热含量变化与海气热通量的变化
斯托克斯定理：
- 沿着开放表面的流速旋度积分向沿着边界线积分转换。认识和理解海盆尺度风应力导致的埃克曼泵压
- 沿着封闭路径的环流积分等于通过该物质面的涡度通量。
流线：

流场中每一点上都与速度矢量相切的曲线。

流函数：
- ∂ϕ∂y=u−∂ϕ∂x=vvdx−udy=0∂ϕ∂xdx+∂ϕ∂ydy=dϕ\ \frac{\partial \phi}{\partial y}=u \\ \\ -\frac{\partial \phi}{\partial x}=v \\ \\ vdx-udy=0 \\ \\ \frac{\partial \phi}{\partial x}dx+\frac{\partial \phi}{\partial y}dy=d\phi ∂y∂ϕ=u−∂x∂ϕ=vvdx−udy=0∂x∂ϕdx+∂y∂ϕdy=dϕ
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。

开尔文定理：
- 对于一无粘性正压流体，仅有保守体力存在的情况下，沿着封闭曲线积分C的流体随时间变化为常量。
DΓDt=0\frac {D\Gamma} {Dt}=0 DtDΓ=0

热成风关系：
- 在静力近似条件下，大尺度旋转流体水平流速的垂向切变等于密度沿等压面的水平梯度。
雷诺数:
- 代表的是惯性力和粘性力之间的比例，雷诺数很小，表示摩擦力很重要，反之惯性力很重要。雷诺数小于2000==》层流，反之湍流。层流是许多经典解析理论的基础。》理想流体，彼此之间没有掺混。》通风温跃层理论、风生大洋环流理论。
罗斯贝数：
- 表征地球旋转重要性的参数，体现的是惯性力和科氏力的比例。罗斯贝数远小于1，则惯性项为0，反之惯性项不能忽略。
埃克曼数：
- 表征摩擦力和科氏力之间的比例。
理查德森数:
- 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.
3 大气环流概论:
- 二氧化碳是影响地球辐射平衡的最主要的温室气体,同时也是对于海洋生态环境影响最为显著的温室气体,主要吸收长波辐射.
- 水汽也是一种重要的温室气体,当水汽由一种状态变化为另外一种状态时,例如:气态==>液态==>固态,都伴随着吸热或者放热变化过程,这种水的状态变化所产生的热量成为潜热.(潜藏的热量)
- 大气分为:对流层\ 平流层 \中间层\热层.
- 海气相互作用主要涉及对流层,在此层中大气温度随高度降低,大气垂直混合作用强,气象要素分布不均匀.大气温度随高度降低的结果是对流层内有强烈的对流运动。在全球范围内，印太暖池的海温最高，深对流发生频繁，是全球大气环流的主要热力驱动来源。
- 大气是一个热机，大气热机的能量来自于太阳辐射。地球自转、公转、太阳直射夹角，造成太阳辐射的季节变化和日变化。辐射通量的全球分布差异是全球大气环流的主要动力来源。
三圈环流：

哈德莱环流：
- 赤道地区附近空气受热上升，形成积云时释放潜热驱动高层大气向极低运动，到达南北纬30°附近下沉，下沉气流受到科氏力作用逐渐偏转形成信风。
热带辐合带:
- 又称为热点无风带\ 赤道辐合带,大部分位于赤道以北,具有气候态的不对称性.
热带大气环流理论:
- 热带地区通过对流将大气的动能转换为位能,向北输送到中纬度地区,中纬度大气通过斜压不稳定机制将位能转换为涡旋的动能,因此热带地区大气根据自由大气产生的波动理解.
- 斜压不稳定: 静力稳定和准地转运动的地球流体中,由经向温度或者密度分布均匀产生的不稳定,在流场上表现为波动形式的扰动. 本质上可以看作在地球旋转约束下的一种倾斜层化对流,其中有效位能转变为动能,是热带涡旋发生和发展的主要机制.
- 准地转运动:大尺度的运动形式,存在大尺度运动假设(罗斯贝数小于1)和β平面假设(科氏力与纬度呈线性关系)

3、大气环流概论

全球风场和埃克曼泵压

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。

由于南北半球信风在赤道弱气压梯度区交汇，形成了赤道无风带，风力小造成有效波高小。全球海洋最强风带和波能最主要聚集区为南大洋，南半球陆地较小，风速和海浪过程成长较好、较快。
风浪：在局地风直接作用下造成海面不规则起伏成为：风浪。
涌浪：非局地产生的风浪，从外地通过波动传过来的浪叫：涌浪。

4、海洋环流基础

通风温跃层理论
西向强化理论
高纬度水团生成
地转流垂向螺旋

海流:海水大规模相对稳定的非周期运动。

海洋的水平尺度远远大于铅直尺度，因此水平的流动往往大于铅直方向的流动
海流的水平风量称为海流，垂直分量称为上升流、下降流。

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。

上层大洋环流受到风应力的驱动（埃克曼的泵压）==风生环流
深层环流受到热盐作用（浮力驱动）的影响，称为热盐环流==受到表层热通量、蒸发、降水作用影响

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。

等温线和等盐度线受到埃克曼泵压的影响而下沉倾斜，形成高纬度的露头线即为通风。
通风温跃层理论对应于大洋的内区解
西向强化理论对应于大洋的边界解

西向强化：

斯托梅尔、芒克、福福诺夫=底摩擦、侧摩擦、惯性项
1、β效应在西边界的效应是东西边界不对称的主要原因
2、西传的罗斯贝波会在西边界反射
3、边界摩擦的作用不可忽视
4、西向强化是平衡大洋内区环流解的必然需求

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。

水团的南北向输运产生的能量随着等温线的水平湍耗散和海表面净热通量所平衡，热驱动力来自海气界面的净热通量，包括长波辐射、短波辐射、和湍流通量。
高纬度冷却过程是水团生成的动力条件。

急流：

对流层上部强而窄的气流带，中心最大风速必须》30m/s
温带急流、（极锋急流）
副热带西风急流
热带东风急流

北半球冬季

相对于海洋，陆地冬季温度低，形成冷高压
夏季温度高，形成热低压

季风

大范围地区盛行风向明显的季节变化
冬夏季风向的季节性反转和干、湿期的季节性交替
两种季风各有不同的源地、气团的性质有根本的不同
能给天气现象造成明显不同的季节性差异

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

特点：明显的雨季旱季、全年炎热

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：

海陆风
- 海陆昼夜热力差异
- 白天：近地面气流由海洋吹向陆地
- 夜间: 近地面气流由陆地吹向海洋
山谷风
- 白天，近地面气流由山谷吹往山坡（上坡风）
- 夜间，由山坡吹往山谷（下坡风）
焚风
- 沿着山坡向下吹的炎热干燥的风
  - 利面：初春促使积雪消融
  - 夏末促使粮食和水果早熟
  - 害面：在林区容易造成森林火灾

5、海气边界层理论

雷诺湍流方程
埃克曼动力学
朗缪尔环流
湍流通量基础

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：

由于对流层底部2000m可以受到地球表面的影响，对表面强迫的相应时间为1h，或者更小。
强迫力包括：摩擦力、蒸发过程、地形

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：

黏性副层==紧靠近地面的一个薄层，该层内分子粘性力大于湍流切应力
近地面层==该层从粘性副层到几十米高度处，大气运动具有明显的湍流性质
上部摩擦层（埃克曼层）==近地面层到几千米的高度，湍流摩擦力、气压梯度力、科氏力量级相当

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。

通过局地风引导的辐聚和辐散诱导的海表的气泡、固体漂浮物和污染物成条带，并与风向对齐。
朗缪尔环流主要形成动力是局地风：海表受到非定常风应力的影响，形成了垂直于海表的涡旋，由于海浪的非线性作用，诱导出了斯托克斯飘移速度。
垂直于海表的涡旋在斯托克斯漂移作用下产生水平方向的偏移，最终形成了一对反对称旋转的涡旋。这样，在局地便可以形成上升流和下降流，影响海洋大气之间的热量、动量和物质交换。
朗缪尔环流最本质的动力来自风驱动的浪流相互作用，在风浪和斯托克斯飘移作用下，表面辐合造成了一个沿着轴向的急流和经向环流。

6、海气热通量

海气通量

单位时间内通过海气面积所传输的物理量
热通量L：风速风量乘以热量通过这个方向的单位面积所传输的能量

北极放大效应：

随着海冰减少，海洋的反照率降低，到达海表面的短波辐射会增加，从而加剧北极的增暖，这种海冰的正反馈效应，会使得全球尤其是北极增暖的趋势越演愈烈。

净短波辐射影响因素：

太阳高度角
云的反射和吸收==对流云反射最强
气溶胶和微尘的散射

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：

长波辐射与黑体辐射强度相关，其很大程度上取决于近表面大气和海表面温度的大小。大气中的水汽含量、云含量又会将地球表面发射的长波困住，将其再次传回地球表面。

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、

由于海气湿度差最大，全球最强的海洋蒸发发生在西边界流区，约250cm a−1^{-1}−1,其次是在副热带海区。

全球水循环量级：

大气=16
陆地=59000
海洋=1400000
陆地蒸发=2.2sv
陆地降水=3.5sv
海洋蒸发=13.5sv
海洋降水=12.2sv
径流=1.3sv

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:

因为云的分布,海洋东部云较少,所以短波更强,获得热量较多;此外,由于海洋东边界一般存在上升流,带来冷水,使得海表面温度偏低,从而降低了海气湍流通量.

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.

7 、海洋混合层

水团:

海洋的水体的温盐属性收到大气和海洋环流影响具有明显的区域特征,这类水体叫做水团.
高纬度区域由于海洋失热,促进高纬度水团生成.
西边界流将赤道暖水送到中高纬度,是区别于局地水团的重要标志.

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

黑潮表层水和陆架水团在潮汐作用下, 存在强烈的交换过程,
从陆架水团趋于与等密度线平行来看,在潮汐作用下,陆架水团的垂向混合明显强于黑潮水体/.

几个重要的层结概念:

上层混合层:

在该层内,密度或者温度属性是混合均匀的,没有层结.
海气之间的物质\动量 \能量交换都发生在混合层.
在**冬季风搅拌和海表面失热情况**的驱动下,自表层至80m深度范围内,垂向的温盐密剖面属性几乎一致,海洋混合均匀.

温跃层:

指的是温度跃迁产生的垂向梯度,是海洋环流重要的层结.

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.

全球混合层最深的地方在北大西洋和南大洋南极绕极流区域==>北大西洋是海洋湍流热通量失热区,引起全球深层水生成,是热力作用的体现;
南极绕极流区域是全球风速最强的海区,是风应力搅拌作用的反应区域.

障碍层:温度混合层深于密度混合层

基于温度和密度判断的混合层深度之差,为障碍层
由于盐度层结阻碍了密度混合层向下发展,也阻碍了海洋的湍流过程向下发展.

补偿层:温度混合层浅于密度混合层

温度混合层深度小于密度混合层深度的海洋层.
密度混合层不足的部分由海洋热力和动力过程贡献来补充.

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.

混合层变化机制(普林斯模型)

混合层动力过程:

风搅拌
表面热驱动

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.

如果海表是冷驱动,即使没有风搅拌,混合层也会在热力作用下加深.
蒸发和降水过程是表面淡水驱动,与热驱动组合在一起便是海表面的密度通量,两者的和就是海表面的富力驱动.

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：

蒸发增强，潜热吸收增大，海水失去热量及水汽。海水失热，水温降低，不断增强的风应力搅拌使得混合层加深。

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:

风应力驱动
热驱动==>辐射通量\海气湍流通量
淡水驱动==>蒸发\降水\ 河流

风应力增加实验==>风应力减倍\加倍
海表面热力实验==>增暖\冷却
海表面淡水实验==>降水\蒸发

8 海气耦合模态

ITCZ（赤道辐合带）为什么常年位于赤道以北？

WES反馈（风、蒸发、海温）
- 赤道以北温度高于赤道以南>产生越赤道南风》赤道以北蒸发减弱，赤道以南蒸发加剧》进一步导致赤道以北温度高于赤道以南
UWS反馈（上升流、风、海温）
- 越赤道南风发展》使得南半球上升流在北半球堆积下沉》增加越赤道海温梯度》进一步推动越赤道南风发展
LS反馈（低云、海温）
- 海温降低》大气边界层越稳定》低层云增加》减弱太阳辐射，海温降低

沃克环流：

由于赤道海洋表面因水温东西差异而产生的一种纬圈热力环流

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

厄尔尼诺：

在赤道西侧有热源加热后，会驱动全球大气的深对流，从而生成经向的哈德莱环流和纬向的沃克环流。正常状态下，赤道地区科氏力很小，在热带太平洋东风驱动下，西向的赤道流系使得海盆西侧即西太平洋海区海温最高，而海盆东侧海温较低，造成了温跃层结构的东西向差异，即海盆西侧温跃层深度比东侧深。

温跃层倾斜机制其一：

沿赤道太平洋两侧的东风过程在埃克曼输运作用下使得赤道表层海水产生辐散过程，从而导致产生赤道上升流，使得温跃层倾斜。

Bjerknes 正反馈效应：

赤道地区东风减弱或者西风增强时，温跃层倾斜度减弱，太平洋东部温跃层变浅，此时高温水信号向中东太平洋移动，产生厄尔尼诺现象。
厄尔尼诺产生时，澳大利亚-印度尼西亚附件的西太平洋海区低压系统减弱，而位于东南太平洋的塔西提岛附近的高压也减弱，这种年际尺度上气压呈现反位相振荡的现象称为南方涛动。
拉尼娜事件中，赤道太平洋温跃层倾斜度增加，西太平洋温跃层加深，东太平洋温跃层变浅甚至露头，导致海表面温度降低。

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==》
- 西风异常、冷的开尔文波、东太平洋温跃层加深==结束暖位相

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==》
- 西风异常、severdrup 输运、热量释放==结束暖位相
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
- 西传冷的罗斯贝波、赤道外西太平洋反气旋、纬向风的负异常、东传冷的开尔文波、东太平洋温跃层加深
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
- 延迟振子理论、波动引起平流效应、东太平洋温跃层加深。
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：

经典太平洋东部厄尔尼诺
太平洋中部型厄尔尼诺

区别特征：

1、机制不完全相同：
- 传统的东部型厄尔尼诺由Bjerknes正反馈机制和相关的负反馈机制主导发生和消亡过程
- 中部型主要依靠异常海流引起的暖水纬向输运和赤道中太平洋深对流过程产生的海气热通量变化来控制海表面温度过程
2、周期不同:
- 东部型为3~6年
- 中部型为准两年

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：

由重力势能向动能转化的斜压不稳定过程主导，从而引起大气质量和能量的再分配，因而中高纬度海气耦合模态最主要的特征为大气涛动过程，南北半球表现为北极涛动共和南极涛动。

斜压不稳定：

在斜压大气中，引起动力不稳定的能量,主要来自基本气流的全势能,在扰动发展过程中全势能将转换成扰动的动能。这种扰动的不稳定发展，称为斜压不稳定

正压不稳定

若视大气为正压大气，则基本气流只能有水平切变。

大气波动产生背景：

北半球中高纬度的基本气压状态下，由于斜压不稳定造成的势能与动能之间的强交换过程。

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：

中纬度西风加强，造成埃克曼泵压加强，大气输入海洋的负涡度增加，相反，西风减弱，埃克曼泵压减弱，负涡度减少，副热带环流会减弱。

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：

测量仪器存在误差
估计方法多样性
历史资料的时空分布不均匀

火山喷发：

向平流层排放大量气溶胶，气溶胶反射太阳辐射，使得地球气候系统得到冷却，地求气候系统总能量下降，海洋热含量降低。

海气能量交换时海洋变暖的主要驱动力。

不同深度的变暖差异导致海洋层结加强，整体更稳定
热量向深海输送在中高纬度更强，一方面由于大西洋的经向翻转环流AMOC的热量输运；另一方面由于南半球副热带流涡的南移和南大洋强烈的跨越等密面的混合有关。

9、海气相互作用的观测和实践

要素观测：

海洋水文观测
海洋气象观测

观测类型、手段：

天基、空基遥感观测
岛基、岸基观测
海基观测
锚系观测
船舶观测
漂流观测
海底观测
海洋自主观测
志愿观测
人工观测

区域分类:

近岸观测
近海观测
大洋观测
极地观测

海气相互作用导论，宋翔洲编著，2020，海洋出版社