海洋与人类社会(第四讲).ppt

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1、海洋与人类社会海洋与人类社会第四讲第四讲物理海洋学基础物理海洋学基础-海气相互作用海气相互作用 高高 抒抒 南京大学地理与海洋科学学院南京大学地理与海洋科学学院本科阶段的本科阶段的“学习学习”与与“研究研究”Learn,Study,ResearchThe process of learning:looking for answers from the literatureResearch:find out the fact by your own effort,and identify the logic linkageStudy:combination of both第四讲内容第四讲内容能量

2、供给的来源和转换能量供给的来源和转换大气海水界面上的物质交换大气海水界面上的物质交换大洋与陆架环流大洋与陆架环流埃尔尼诺与南方涛动埃尔尼诺与南方涛动(ENSO)风暴潮风暴潮环境效应、减灾防灾方法环境效应、减灾防灾方法Earths climate system:note the roles of land,atmosphere,oceans and sea ice能量供给的来源和转换能量供给的来源和转换海气相互作用主要由太阳能驱动海气相互作用主要由太阳能驱动太阳太阳l46亿年、恒星，成分主要是氢（占亿年、恒星，成分主要是氢（占74），其次是氦（占），其次是氦（占25），），其他元素如氧、氮、碳、

3、硅、铁、镁、钙等的质量加起来占其他元素如氧、氮、碳、硅、铁、镁、钙等的质量加起来占1l正在发生由氢转化为氦的热核反应，使其核心部分的温度高达正在发生由氢转化为氦的热核反应，使其核心部分的温度高达1.5106K，向太空辐射的能量功率高达，向太空辐射的能量功率高达3.81026wl我国最大的水电站三峡电站的装机容量为我国最大的水电站三峡电站的装机容量为1010w量级量级l太阳可按照现在的状况再持续约太阳可按照现在的状况再持续约40亿年亿年 地球接收的太阳热能地球接收的太阳热能以地球的投影面计，接收的太阳能为以地球的投影面计，接收的太阳能为1360 w/m2以地球表面平均计，则为以地球表面平均计，则

4、为340 w/m2地地球球内内部部的的温温度度很很高高，但但地地球球内内部部传传到到地地球球表表层层的的能能量量只只有有0.1 w/m2（与太阳能相比微不足道）（与太阳能相比微不足道）既既然然地地球球表表面面接接受受了了如如此此巨巨大大的的太太阳阳能能，这这里里就就似似乎乎应应该该温温度度不不断断升升高高才才对对，而而实实际际情情况况是是无无论论陆陆地地还还是是海海洋洋，其其表表面面温温度度的的平平均均值值很很多多年年只只有有很很小小的的变变化化（每每100年年0.5K量级），是什么因素造成了这一现象？量级），是什么因素造成了这一现象？根根据据一一块块区区域域上上的的热热平平衡衡方方程程以以及

5、及实实测测数数据据的的分分析析来加以说明来加以说明在一块水平区域上，热能的净通量在一块水平区域上，热能的净通量QT可表示为：可表示为：QS为太阳辐射通量，为太阳辐射通量，为表面反照率为表面反照率QN为长波辐射或行星辐射所造成的损失为长波辐射或行星辐射所造成的损失QE为蒸发潜热造成的损失为蒸发潜热造成的损失QH是紊动扩散造成的损失是紊动扩散造成的损失在在海海洋洋的的低低纬纬地地区区海海水水是是吸吸收收热热量量的的，而而在在中中高高纬纬地地区区海海水水则则有有热热能能的的支支出出。此此外外，与与太太阳阳能能到到达达地地球球表表面面的的平平均均值值340w/m2相相比比，净净能能量量收收支支的的值值

6、是是相相对对较较小小的的，在在最最大大值值的的10S10N范围也只占范围也只占10左右左右表表4-1 海洋表面的年平均海洋表面的年平均热热收支（收支（w/m2）观测值观测值纬纬度度带带QR*QEQHQT5070N354821-343050N909318-211030N15513710810S10N1541105393010S1431378-25030S939011-8*注：注：QR=QS(1-)-QN大气海水界面上的物质交换大气海水界面上的物质交换 大气海水界面上的物质交换十分活跃。通过大气降水和海面大气海水界面上的物质交换十分活跃。通过大气降水和海面蒸发作用，水体交换的强度是很可观的，海面上

7、的垂向水通量蒸发作用，水体交换的强度是很可观的，海面上的垂向水通量W可用下式计算：可用下式计算：P=降水量，降水量，E=蒸发量，均用蒸发量，均用mm/yr的单位来表示，其含义为单位的单位来表示，其含义为单位面积上降落或蒸发的水量在常温常压下的厚度面积上降落或蒸发的水量在常温常压下的厚度不同海区的降水量有很大区别，降水量最大的海区，如印度尼西不同海区的降水量有很大区别，降水量最大的海区，如印度尼西亚附近，降水量可超过亚附近，降水量可超过3000 mm/yr，而在热带太平洋东部这样的地，而在热带太平洋东部这样的地方，降水量可在方，降水量可在100 mm/yr以下以下蒸发量与降水量的分布不同，它是垂

8、向温度梯度和风速的函数。蒸发量与降水量的分布不同，它是垂向温度梯度和风速的函数。在热带信风带蒸发量普遍达到在热带信风带蒸发量普遍达到1500-2000 mm/yr，在中纬度地区，在中纬度地区，北太平洋和北大西洋的西部蒸发量亦可达北太平洋和北大西洋的西部蒸发量亦可达2500 mm/yr就海洋整体而言，蒸发量大于降水量就海洋整体而言，蒸发量大于降水量(多出部分参与陆地水循环多出部分参与陆地水循环)大气中含有一定量的大气中含有一定量的CO2，因此大气压力中有一部分是来，因此大气压力中有一部分是来自自CO2，称为二氧化碳分压，称为二氧化碳分压在海水中，其溶解的气体中有部分是在海水中，其溶解的气体中有部

9、分是CO2，而且海水能够，而且海水能够溶解的溶解的CO2受到所谓受到所谓“常态大气均衡浓度常态大气均衡浓度”条件的控制，这条件的控制，这可以表达为可以表达为Henry定律，即均衡状态下的海水定律，即均衡状态下的海水CO2浓度为：浓度为：PA为溶解气体的分压（对为溶解气体的分压（对CO2而言，为而言，为348ppm），），KH为系数，为系数，它与温度、盐度有关，在它与温度、盐度有关，在20温度和盐度值为温度和盐度值为35时，时，KH0.065，总体上随温度、盐度和静水压力的升高而降低，总体上随温度、盐度和静水压力的升高而降低 当水体中溶解的当水体中溶解的CO2产生或失去很快时，海水不能即刻达到新

10、的均产生或失去很快时，海水不能即刻达到新的均衡态，因此，海水的衡态，因此，海水的CO2含量可能会处于未饱和态、饱和态或过饱和含量可能会处于未饱和态、饱和态或过饱和态态当处于未饱和态时，大气当中的当处于未饱和态时，大气当中的CO2就会向海水中输移，例如当浮就会向海水中输移，例如当浮游植物快速生长时会消耗掉水中的游植物快速生长时会消耗掉水中的CO2，而且进一步消耗进入海水的，而且进一步消耗进入海水的CO2，这种由于海洋浮游植物生长而导致的大气，这种由于海洋浮游植物生长而导致的大气CO2向海洋的转移称向海洋的转移称为海洋的生物泵现象为海洋的生物泵现象当处于过饱和时，海水中的当处于过饱和时，海水中的C

11、O2就会向大气释放，死亡的生物体被就会向大气释放，死亡的生物体被细菌所分解时可能造成这种现象细菌所分解时可能造成这种现象此外，不同温度、盐度的海水发生混合时会产生密度升高现象，与此外，不同温度、盐度的海水发生混合时会产生密度升高现象，与此相似的是，溶解气体饱和程度的变化也可以由于水团混合而造成此相似的是，溶解气体饱和程度的变化也可以由于水团混合而造成随大气运动的物质还有粉尘随大气运动的物质还有粉尘大气降尘大气降尘粉尘来源于干源区或火山喷发，是被风力作用而被悬浮到大气层粉尘来源于干源区或火山喷发，是被风力作用而被悬浮到大气层中的粒径很小的沉积物颗粒。我国北方经常发生的沙尘暴就是这种中的粒径很小的

12、沉积物颗粒。我国北方经常发生的沙尘暴就是这种过程的结果过程的结果粉尘在大气中可以被输运几千公里的距离，最终降落在海洋里，粉尘在大气中可以被输运几千公里的距离，最终降落在海洋里，与河流从陆地上携带入海的沉积物总量相比，大气降尘所造成的堆与河流从陆地上携带入海的沉积物总量相比，大气降尘所造成的堆积量是很小的，但在分布范围上有很大的不同。河流入海的物质大积量是很小的，但在分布范围上有很大的不同。河流入海的物质大多堆积在大陆架或其他靠近陆地的海区，而大气降尘则可能分布在多堆积在大陆架或其他靠近陆地的海区，而大气降尘则可能分布在整个大洋的范围整个大洋的范围大气降尘中含有一部分盐类物质和营养物质，因此在大

13、规模的沙大气降尘中含有一部分盐类物质和营养物质，因此在大规模的沙尘暴事件之后可能在大气降尘发生的海区生产力得以提高，例如北尘暴事件之后可能在大气降尘发生的海区生产力得以提高，例如北太平洋地区的渔业就与沙尘暴有关太平洋地区的渔业就与沙尘暴有关这部分盐类的输入对于海洋的盐度影响不大。海洋每年还要接纳这部分盐类的输入对于海洋的盐度影响不大。海洋每年还要接纳31012kg盐类物质，但其中大部分是来自河流，大气降尘的贡献很盐类物质，但其中大部分是来自河流，大气降尘的贡献很小小在海洋的表层，由于水体收支的不同，盐度值可以偏离整个大洋在海洋的表层，由于水体收支的不同，盐度值可以偏离整个大洋的平均值，降水量大

14、于蒸发量的海区，表层盐度可降低，而蒸发量的平均值，降水量大于蒸发量的海区，表层盐度可降低，而蒸发量大于降水量的地方盐度可以升高。在近岸区域，特别是河口附近，大于降水量的地方盐度可以升高。在近岸区域，特别是河口附近，盐度由于入海淡水的加入而降低，发生盐度变化的水体因与周边水盐度由于入海淡水的加入而降低，发生盐度变化的水体因与周边水体的密度不同，可能引发水体的相对运动体的密度不同，可能引发水体的相对运动综上所述，大气海水界面是一个物质交换活跃的地方综上所述，大气海水界面是一个物质交换活跃的地方但是，对于海洋的水动力环境而言，只有水的交换才发生了重大但是，对于海洋的水动力环境而言，只有水的交换才发生

15、了重大影响，如海洋向大气的水汽和热量输送造成了种种天气现象。而天影响，如海洋向大气的水汽和热量输送造成了种种天气现象。而天气状况又反过来影响海洋，同时水体交换引起海洋水体盐度的变化，气状况又反过来影响海洋，同时水体交换引起海洋水体盐度的变化，也能影响水体运动也能影响水体运动其他物质的交换，在短时间尺度上对生态系统有较大影响，但对其他物质的交换，在短时间尺度上对生态系统有较大影响，但对水体运动没有直接的影响水体运动没有直接的影响洋流的产生洋流的产生太阳能的输入太阳能的输入由于太阳能在不同纬度地带上的通量不同，因此在不同的由于太阳能在不同纬度地带上的通量不同，因此在不同的海区海水的温度不同海区海水

16、的温度不同另一方面，海水的密度是温度和盐度的函数，在大洋中盐另一方面，海水的密度是温度和盐度的函数，在大洋中盐度的数值虽然大致相同，但水温有较大的差异度的数值虽然大致相同，但水温有较大的差异低纬地区水温上升，体积增大，其水位也相应上升，这样低纬地区水温上升，体积增大，其水位也相应上升，这样在同层位的水体，低纬地区的压力高于中高纬地区，从而在同层位的水体，低纬地区的压力高于中高纬地区，从而形成压力的水平梯度，这将造成水体的运动形成压力的水平梯度，这将造成水体的运动运动的方向是从低纬指向中高纬地区运动的方向是从低纬指向中高纬地区Convection cell circulation on a no

17、n-rotating uniform earthHadley cellsAverage surface currents of the ocean全球主要海洋风生环流全球主要海洋风生环流北大西洋流涡、北太平洋流涡、南大西洋流涡、印度洋北大西洋流涡、北太平洋流涡、南大西洋流涡、印度洋流涡、南太平洋流涡、南极绕极流流涡、南太平洋流涡、南极绕极流黑潮黑潮热带太平洋由于水温上升而导致水位上升，因而形成了向南向热带太平洋由于水温上升而导致水位上升，因而形成了向南向北运动的水体，黑潮就是其组成部分，其流速达到了北运动的水体，黑潮就是其组成部分，其流速达到了1m/s的量的量级，而总的流量达到了级，而总的流量

18、达到了108 m3/s量级（长江流量为量级（长江流量为104 m3/s量量级）级）这样一条巨大的这样一条巨大的“河流河流”将低纬区的暖水源源不断地输往中高将低纬区的暖水源源不断地输往中高纬地区，从而极大地影响了所流经地区的水温变化纬地区，从而极大地影响了所流经地区的水温变化黑潮（黑潮（Kuroshio）From Garrison(1993);Figure 9.14河口环流河口环流在径流和潮汐的共同作用下，在径流和潮汐的共同作用下，河口产生的表层向海、底层河口产生的表层向海、底层向陆的环流体系，被称为向陆的环流体系，被称为Estuarine Circulation。洋流与大气运动有关，海面水体的

19、不均匀升温在大气中也存在，洋流与大气运动有关，海面水体的不均匀升温在大气中也存在，低纬区的大气压力由于升温而增大，温度和压力还由于来自海低纬区的大气压力由于升温而增大，温度和压力还由于来自海面的蒸发等因素而进一步加剧面的蒸发等因素而进一步加剧因此，在热带地区气流上升，高纬度地区气流下降，形成地球因此，在热带地区气流上升，高纬度地区气流下降，形成地球行星风系，风作用于海面，伴随着空气动能向海面之下的水体行星风系，风作用于海面，伴随着空气动能向海面之下的水体输送。海面上空气运动形成边界层，而大气海面界面上的切输送。海面上空气运动形成边界层，而大气海面界面上的切应力就代表了风的动能向水体的转换，这一

20、能量转换使海水产应力就代表了风的动能向水体的转换，这一能量转换使海水产生运动，称为生运动，称为“风成海流风成海流”海洋蒸发的水汽与大气运动相结合，还能将水汽输送到远离低海洋蒸发的水汽与大气运动相结合，还能将水汽输送到远离低纬地区的地区并形成降水，这个过程也造成大规模的热能输送，纬地区的地区并形成降水，这个过程也造成大规模的热能输送，在台风等热带风暴系统中这种效应尤其明显。在平常天气下，在台风等热带风暴系统中这种效应尤其明显。在平常天气下，季风的季节性转换也使热能的输送产生季节性变化，总体趋势季风的季节性转换也使热能的输送产生季节性变化，总体趋势是自低纬向高纬输送是自低纬向高纬输送在在较较大大的

21、的时时间间尺尺度度上上，海海洋洋中中的的生生物物作作用用也也帮帮助助了了一一部部分分太太阳阳能能的的转转移移，尽尽管管在在较较小小时时间间尺尺度度其其重重要要性性远远不不及及洋洋流流和和天天气气系系统统生生物物作作用用将将太太阳阳能能与与营营养养物物质质相相结结合合，经经过过光光合合作作用用形形成成初初级级生产力，进而使能量在生态系统中发生转移生产力，进而使能量在生态系统中发生转移当当生生物物死死亡亡时时，其其生生物物体体的的一一部部分分沉沉降降到到海海底底，最最终终形形成成石石油油、天然气等化石燃料天然气等化石燃料据据估估算算，目目前前所所有有已已探探明明的的地地球球上上化化石石燃燃料料的的

22、热热能能相相当当于于10天天内地球表面所接受的太阳能内地球表面所接受的太阳能埃尔尼诺与南方涛动埃尔尼诺与南方涛动(ENSO)埃尔尼诺埃尔尼诺El Nino，西班牙语，西班牙语“圣婴圣婴”，“厄尔尼诺厄尔尼诺”南方涛动南方涛动South Oscillation 拉尼诺拉尼诺La Ni a，西班牙语，西班牙语“圣女、小女孩圣女、小女孩”，“拉尼拉尼娜娜”埃尔尼诺与南方涛动是海气相互作用的年际变化的产物，埃尔尼诺与南方涛动是海气相互作用的年际变化的产物，是一个海气相互作用的典型事例，对于太平洋地区的气候和是一个海气相互作用的典型事例，对于太平洋地区的气候和海洋资源有着重要影响。因此，需要对它的形成过

23、程和机制海洋资源有着重要影响。因此，需要对它的形成过程和机制作一些较为深入的探讨作一些较为深入的探讨经典的埃尔尼诺事件经典的埃尔尼诺事件一些年份的冬季（一些年份的冬季（12月至月至1月）发生在厄瓜多尔和秘鲁海岸的月）发生在厄瓜多尔和秘鲁海岸的事件，其范围在太平洋东岸事件，其范围在太平洋东岸20N20S之间的海岸水域之间的海岸水域事件发生时，水温增高事件发生时，水温增高28，伴随着大雨，而且当地的渔业，伴随着大雨，而且当地的渔业生产受损（鳀鱼是主要的经济鱼类，埃尔尼诺发生时产量锐减）生产受损（鳀鱼是主要的经济鱼类，埃尔尼诺发生时产量锐减）这种现象每这种现象每27年发生一次，每次持续几个月年发生一

24、次，每次持续几个月Normal and El Nino conditions over the Pacific Ocean南方涛动现象南方涛动现象 与埃尔尼诺相伴与埃尔尼诺相伴在南太平洋的低纬地带有两个代表性的近地面气压观测地点，在南太平洋的低纬地带有两个代表性的近地面气压观测地点，一个是西太平洋的达尔文港（澳大利亚北部，一个是西太平洋的达尔文港（澳大利亚北部，1230S，13010E），），另一个是东太平洋的塔西提岛另一个是东太平洋的塔西提岛（1750S，14940W）在非埃尔尼诺年，塔西提岛的气压高于达尔文港，这个地区以在非埃尔尼诺年，塔西提岛的气压高于达尔文港，这个地区以东南风（风向、流

25、向）为特征东南风（风向、流向）为特征埃尔尼诺发生时，气压梯度值发生变化，达尔文港气压升高，埃尔尼诺发生时，气压梯度值发生变化，达尔文港气压升高，塔西提岛气压降低，使东南季风减弱塔西提岛气压降低，使东南季风减弱通常将达尔文港和塔西提岛两地之间的海面气压差定义为通常将达尔文港和塔西提岛两地之间的海面气压差定义为“南方南方涛动指数涛动指数”SOI：SOI为南方涛动指数，为南方涛动指数，PD为达尔文港的海面气压，为达尔文港的海面气压，PT为塔西提岛的为塔西提岛的海面气压。海面气压。当当SOI处于低值时，塔西提岛的气压高于其多年平均值，而达尔处于低值时，塔西提岛的气压高于其多年平均值，而达尔文港的气压则

26、低于平均值；当文港的气压则低于平均值；当SOI为高值时，前者的气压低于平均为高值时，前者的气压低于平均值，而后者高于平均值。这两地的气压值就像值，而后者高于平均值。这两地的气压值就像“跷跷板跷跷板”一样，一一样，一头高，另一头就低，因而成为头高，另一头就低，因而成为“涛动涛动”埃尔尼诺是海洋现象，而南方涛动是大气现象，两者之间的相关埃尔尼诺是海洋现象，而南方涛动是大气现象，两者之间的相关性表明它们有着形成机制上的关联性。海气相互作用过程的研究性表明它们有着形成机制上的关联性。海气相互作用过程的研究结果表明，南方涛动指数的变化伴随着热带辐聚带的变化结果表明，南方涛动指数的变化伴随着热带辐聚带的变

27、化在正常情况下存在着两条辐聚带，其一是热带辐聚带（在正常情况下存在着两条辐聚带，其一是热带辐聚带（ITCZ），），它位于太平洋北半球的它位于太平洋北半球的510N范围，从印度尼西亚向东延伸至范围，从印度尼西亚向东延伸至中美洲；其二是南太平洋辐聚带（中美洲；其二是南太平洋辐聚带（SPCZ），它从澳大利亚北部向），它从澳大利亚北部向东南延伸至南太平洋中部区域东南延伸至南太平洋中部区域非埃尔尼诺年非埃尔尼诺年在海面形成气流的辐聚必然伴随着热带大气层上部的辐散，由在海面形成气流的辐聚必然伴随着热带大气层上部的辐散，由于大气在两个辐聚带发生降水，且上部辐散处大气的温度和压力于大气在两个辐聚带发生降水，且

28、上部辐散处大气的温度和压力均降低了，因此向外辐散的气流水汽含量低，这股向外的气流向均降低了，因此向外辐散的气流水汽含量低，这股向外的气流向东南太平洋移动，与海面的气流构成统一的环流（南北向分量东南太平洋移动，与海面的气流构成统一的环流（南北向分量Hadley环流，东西分量环流，东西分量Walker环流）环流）当气流在南东太平洋下沉时，由于大气的绝热升温，空气干燥，当气流在南东太平洋下沉时，由于大气的绝热升温，空气干燥，难以形成降水，故在难以形成降水，故在ITCZ和和SPCZ两个辐聚带之间形成了一块两个辐聚带之间形成了一块“无雨地带无雨地带”同时，由于季风将海水向赤道输送，并且造成中美洲赤道附近

29、同时，由于季风将海水向赤道输送，并且造成中美洲赤道附近海岸的上升流，因此在热带太平洋东部形成了一个冷水舌，南方海岸的上升流，因此在热带太平洋东部形成了一个冷水舌，南方涛动指数相应地出现高值涛动指数相应地出现高值 埃尔尼诺埃尔尼诺年年太平洋东部的冷水舌被来自太平洋中部和赤道以南的暖水所太平洋东部的冷水舌被来自太平洋中部和赤道以南的暖水所取代，取代，ITCZ向南迁移，靠近赤道，而向南迁移，靠近赤道，而SPCZ向东迁移；在印度向东迁移；在印度尼西亚和澳大利亚北部降水较平常偏少，甚至出现干旱，而太尼西亚和澳大利亚北部降水较平常偏少，甚至出现干旱，而太平洋中、东部的无雨地带此时却出现大雨，南方涛动指数出

30、现平洋中、东部的无雨地带此时却出现大雨，南方涛动指数出现低值低值除热带太平洋区域外，埃尔尼诺有着更大范围的影响，通过除热带太平洋区域外，埃尔尼诺有着更大范围的影响，通过改变大气环流的格局，埃尔尼诺可改变亚洲和非洲地区季风的改变大气环流的格局，埃尔尼诺可改变亚洲和非洲地区季风的影响状态，如降水量的变异影响状态，如降水量的变异此外，热带太平洋东部的异常海水升温可以影响北太平洋中此外，热带太平洋东部的异常海水升温可以影响北太平洋中纬地区的大气环流格局，使北美的冬季变得较为温暖纬地区的大气环流格局，使北美的冬季变得较为温暖El NinoLa Ni a两种正反馈机制两种正反馈机制解释埃尔尼诺和它的对立面

31、拉尼诺解释埃尔尼诺和它的对立面拉尼诺第一种第一种拉尼诺（即非埃尔尼诺的极端状况）形成的机制拉尼诺（即非埃尔尼诺的极端状况）形成的机制热带太平洋海面在东向风的作用下，形成自东向西的洋流，热带太平洋海面在东向风的作用下，形成自东向西的洋流，这是行星风系形成后的一个必然效应这是行星风系形成后的一个必然效应洋流使赤道太平洋东岸的水体发生亏损，于是沿岸地区就发洋流使赤道太平洋东岸的水体发生亏损，于是沿岸地区就发生了海水的涌升，上升流带来了低温的深层海水，使海面水温生了海水的涌升，上升流带来了低温的深层海水，使海面水温下降，进而使近海面大气温度下降，这就加大了表层气压下降，进而使近海面大气温度下降，这就加

32、大了表层气压在增大的表层气压情况，本区域的东西气压差进一步增大，在增大的表层气压情况，本区域的东西气压差进一步增大，即南方涛动指数增大，从而使东向风得到进一步增强即南方涛动指数增大，从而使东向风得到进一步增强经过若干个正反馈周期后，南方涛动指数将逐渐增加到极值经过若干个正反馈周期后，南方涛动指数将逐渐增加到极值 任何正反馈过程都不可能永远的持续下去，因为在这个系统任何正反馈过程都不可能永远的持续下去，因为在这个系统中能量的供给不是无限的中能量的供给不是无限的在上述正反馈中，伴随着热带太平洋西部区域水位的逐渐提在上述正反馈中，伴随着热带太平洋西部区域水位的逐渐提高，并且形成了一个西高东低的水面梯

33、度，当水面梯度造成的高，并且形成了一个西高东低的水面梯度，当水面梯度造成的压力正好与东向风的应力平衡时，进一步的水体向西输运将会压力正好与东向风的应力平衡时，进一步的水体向西输运将会终止，此时东向风的强度也就无法得到进一步增强，这个时刻终止，此时东向风的强度也就无法得到进一步增强，这个时刻就成为拉尼诺开始崩溃的时刻就成为拉尼诺开始崩溃的时刻此后，西向流的减弱使热带太平洋的表层水体由于接受了太此后，西向流的减弱使热带太平洋的表层水体由于接受了太阳辐射而升温，这一升温的趋势降低了海面气压，也使南方涛阳辐射而升温，这一升温的趋势降低了海面气压，也使南方涛动指数降低，并且进而使东向风和西向流减弱，这个

34、正反馈过动指数降低，并且进而使东向风和西向流减弱，这个正反馈过程（第二个）的进行会打破水面梯度力与风应力之间的平衡，程（第二个）的进行会打破水面梯度力与风应力之间的平衡，触发热带太平洋西部的暖水向东运动，一旦这一现象发生，西触发热带太平洋西部的暖水向东运动，一旦这一现象发生，西向风会进一步减弱，无法阻止这股暖水的向东运动，直至它抵向风会进一步减弱，无法阻止这股暖水的向东运动，直至它抵达太平洋东岸，造成埃尔尼诺事件达太平洋东岸，造成埃尔尼诺事件赤赤道道附附近近的的暖暖水水向向东东传传播播时时是是以以开开尔尔文文波波的的形形式式进进行行的的。开开尔尔文文波波是是海海洋洋环环境境中中产产生生的的周周

35、期期和和波波长长均均很很大大的的波波动动，其其传传播播的的路路径径受受到到科科氏氏力力的的作作用用。开开尔尔文文波波造造成成的的水水面面高高程程的的时时空空变变化化可可以以用用下式表示：下式表示：L/f k，f为为科科氏氏参参数数（2Sin），为为波波动动频频率率，k为为波波数数，y为为侧侧向向位位置置，x为为纵纵向向位位置置，t为为时时间间。这这一一波波动动从从西西太太平平洋洋传传播播到到东东岸岸需需要要几几个个月月的的时时间间，由由于于埃埃尔尔尼尼诺诺发发生生在在冬冬季季，因因此此可可以以推论拉尼诺的崩溃应发生于北半球的夏季推论拉尼诺的崩溃应发生于北半球的夏季 自西向东传播的赤道开尔文波不

36、能在科氏力的作用下发生偏转自西向东传播的赤道开尔文波不能在科氏力的作用下发生偏转（赤道上科氏力为（赤道上科氏力为“0”），在赤道北侧波动的传播将偏向赤道，），在赤道北侧波动的传播将偏向赤道，赤道南侧的波动也会偏向赤道，也就是说，波动将一直沿赤道向赤道南侧的波动也会偏向赤道，也就是说，波动将一直沿赤道向东，不会偏离赤道，这种开尔文波称为被赤道圈闭的开尔文波。东，不会偏离赤道，这种开尔文波称为被赤道圈闭的开尔文波。因此，西太平洋的暖水将会在没有沿途损失的情况下运动到太平因此，西太平洋的暖水将会在没有沿途损失的情况下运动到太平洋东岸洋东岸开尔文波抵达太平洋东岸后，会被海岸反射回来，而折回的开开尔文波

37、抵达太平洋东岸后，会被海岸反射回来，而折回的开尔文波却不能沿赤道返回西太平洋，在科氏力的作用下，自东向尔文波却不能沿赤道返回西太平洋，在科氏力的作用下，自东向西的波动在赤道以北向北偏转，而在赤道以南则向南偏转，能量西的波动在赤道以北向北偏转，而在赤道以南则向南偏转，能量在传播过程中逐渐耗散，这就是一次埃尔尼诺事件的结束在传播过程中逐渐耗散，这就是一次埃尔尼诺事件的结束风暴潮基本特征风暴潮基本特征 风暴潮风暴潮 一种与天气事件（如台风、寒潮等）相联系一种与天气事件（如台风、寒潮等）相联系的异常增、减水现象的异常增、减水现象在正常天气下，海面水位也会发生变化，主要是由于潮汐在正常天气下，海面水位也

38、会发生变化，主要是由于潮汐作用而产生的作用而产生的风暴潮与天体引潮力无关，它是在正常水位变化之上叠加风暴潮与天体引潮力无关，它是在正常水位变化之上叠加的异常变化的异常变化 风暴潮增水幅度可达到风暴潮增水幅度可达到1m以上，一次风暴潮事件可以延以上，一次风暴潮事件可以延续数天，如果发生时正值大潮期间，则风暴增水叠加在大潮高续数天，如果发生时正值大潮期间，则风暴增水叠加在大潮高潮位之上，可能引发海岸平原的水灾潮位之上，可能引发海岸平原的水灾 在在1953年的年的1月月31日至日至2月月1日，欧洲北海地区突发了一次增日，欧洲北海地区突发了一次增水幅度达水幅度达24 m的风暴潮事件，致使英国东海岸和荷

39、兰海岸的大的风暴潮事件，致使英国东海岸和荷兰海岸的大片土地被淹，死亡人数约为片土地被淹，死亡人数约为1700人，这在欧洲是一个很严重的人，这在欧洲是一个很严重的事件。北海地区的水位记录显示，风暴增水呈现出在北海海盆事件。北海地区的水位记录显示，风暴增水呈现出在北海海盆内的逆时针传播的现象，低气压位于北海中心，最低气压为内的逆时针传播的现象，低气压位于北海中心，最低气压为965毫巴，这引起了大气的气旋运动，在英国沿岸，先是在毫巴，这引起了大气的气旋运动，在英国沿岸，先是在1月月31日日下午苏格兰东海岸出现下午苏格兰东海岸出现0.6 m的增水，的增水，11小时后抵达英格兰东南小时后抵达英格兰东南海

40、岸，增水达到了海岸，增水达到了2.5 m，最后，在比利时和荷兰海岸相继出现，最后，在比利时和荷兰海岸相继出现了了3.2 m的增长的增长North SeaNorth Sea in Europe在世界其他地方，风暴潮导致的水灾报道很多在世界其他地方，风暴潮导致的水灾报道很多我国江苏海岸地势低洼，历史上经常在台风发生时被风暴潮所我国江苏海岸地势低洼，历史上经常在台风发生时被风暴潮所淹，生命财产损失巨大，虽然增水的幅度在史书中记载不详，淹，生命财产损失巨大，虽然增水的幅度在史书中记载不详，但从淹没范围（数十公里）的叙述中可见影响是很大的但从淹没范围（数十公里）的叙述中可见影响是很大的在美国，在美国，1

41、900年发生在德克萨斯州德风暴潮，其增水幅度达年发生在德克萨斯州德风暴潮，其增水幅度达5 m，造成了，造成了5000多人的丧生多人的丧生全球发生的最严重的风暴潮增水是在孟加拉湾，那里最大增水全球发生的最严重的风暴潮增水是在孟加拉湾，那里最大增水幅度达到了幅度达到了7m，成为当地最严重的自然灾害。，成为当地最严重的自然灾害。1970年的风暴潮年的风暴潮在那里淹没了在那里淹没了100多公里宽的海岸平原，多公里宽的海岸平原，50多万人丧生。即使在多万人丧生。即使在抗灾能力已有了提高的今天，抗灾能力已有了提高的今天，2007年年11月发生的风暴潮仍然使月发生的风暴潮仍然使孟加拉国死亡人数达到数千人之多

42、孟加拉国死亡人数达到数千人之多风暴减水的幅度可能与增水相当，也可造成灾难性的后果风暴减水的幅度可能与增水相当，也可造成灾难性的后果在通往港口的航道，如果发生在通往港口的航道，如果发生12 m减水，船只就可能触底，减水，船只就可能触底，造成航行事故造成航行事故在我国，冬季时的西北向风经常造成寒潮南侵，在海岸带，在我国，冬季时的西北向风经常造成寒潮南侵，在海岸带，强劲的离岸风引起明显的减水。例如，在强劲的离岸风引起明显的减水。例如，在1999年的一次寒潮事年的一次寒潮事件中，山东半岛东部的月湖就经历了一次减水事件，月湖是一件中，山东半岛东部的月湖就经历了一次减水事件，月湖是一个半封闭的海湾，海水在

43、涨潮期间通过口门水道进入湾内，高个半封闭的海湾，海水在涨潮期间通过口门水道进入湾内，高潮时水面达到近潮时水面达到近5 km2的面积。但是，在寒潮期间，西北风阻的面积。但是，在寒潮期间，西北风阻止了涨潮水体的涌入，其结果是湾内大部分处于干出状态，水止了涨潮水体的涌入，其结果是湾内大部分处于干出状态，水位记录显示最大减水幅度达位记录显示最大减水幅度达1.5 m 在英国在英国1953年的风暴潮灾发生后，英国农业渔业部成立年的风暴潮灾发生后，英国农业渔业部成立了了“海洋与气象常设咨询委员会海洋与气象常设咨询委员会”，聘请著名的潮汐学专家，聘请著名的潮汐学专家J.Proudman(1888-1975)担

44、任主席，在潮汐研究领域中已担任主席，在潮汐研究领域中已经功成名就的他又开始了对风暴潮的研究。在他的领导下，经功成名就的他又开始了对风暴潮的研究。在他的领导下，N.Heaps(1928-1986)和和J.Rossiter(1920-1972)进行了深进行了深入的研究，入的研究，Rossiter用计算机模拟了北海的风暴潮的形成，用计算机模拟了北海的风暴潮的形成，而而Heaps完成了一系列有关英吉利海峡的研究论文。他们的完成了一系列有关英吉利海峡的研究论文。他们的研究为风暴潮的形成过程和预报的研究奠定了基础。研究为风暴潮的形成过程和预报的研究奠定了基础。由于风暴潮发生是与低气压和风的作用相联系的，因

45、此最初由于风暴潮发生是与低气压和风的作用相联系的，因此最初的工作是分析气压和风应力的影响的工作是分析气压和风应力的影响气压的基本单位是气压的基本单位是kPa，1 kPa=10毫巴毫巴1 N/m2海面上的气压如果下降海面上的气压如果下降1毫巴，则海面上升毫巴，则海面上升1cm在强度较大的风暴潮事件中，可能伴随着几十个毫巴的气压在强度较大的风暴潮事件中，可能伴随着几十个毫巴的气压下降，例如在下降，例如在1953年的北海风暴中，气压的低值超过年的北海风暴中，气压的低值超过970毫毫巴，若当地平均的气压以巴，若当地平均的气压以1012毫巴计，且假定水位是即时达毫巴计，且假定水位是即时达到静态均衡的，则

46、海面可以上升到静态均衡的，则海面可以上升42cm要注意的是，与实际增水的要注意的是，与实际增水的3.2m相比，低气压引起的增水相比，低气压引起的增水要小一个数量级，显然低气压不是产生增水的主要原因要小一个数量级，显然低气压不是产生增水的主要原因 风应力的作用要大于低气压的作用，设风应力为风应力的作用要大于低气压的作用，设风应力为，风的，风的方向为由海向陆，当达到均衡时，风应力与水面坡度之间的关方向为由海向陆，当达到均衡时，风应力与水面坡度之间的关系为：系为：（1）h为水深，上式表明水面坡度将与水深成反比，即只有在浅水为水深，上式表明水面坡度将与水深成反比，即只有在浅水区风应力才能形成较大的水面

47、坡度。区风应力才能形成较大的水面坡度。水面坡度越大，增水幅度越大，风应力与风速的关系为：水面坡度越大，增水幅度越大，风应力与风速的关系为：CD为摩擦系数，为摩擦系数，a为大气密度，为大气密度，u10为海面以上为海面以上10 m处的风处的风速，若风速为速，若风速为22 m/s，则根据式（，则根据式（2）风应力约为）风应力约为0.9 N/m2，在水深为在水深为40 m左右的浅水区（欧洲北海），风暴产生的水左右的浅水区（欧洲北海），风暴产生的水面坡度为面坡度为2.210-6，北海的南北距离约为，北海的南北距离约为600 km，因此根据，因此根据式（式（1）计算的北海南部水域在北风作用下的增水幅度达）

48、计算的北海南部水域在北风作用下的增水幅度达1.3m。这样，风应力与低气压共同产生的增水达到。这样，风应力与低气压共同产生的增水达到1.7m，但仍然低于但仍然低于3.2m的观测值。的观测值。另外可考虑的因素是地形和科氏力的作用另外可考虑的因素是地形和科氏力的作用 在本章第一节中曾叙述了北海风暴潮以逆时针或在本章第一节中曾叙述了北海风暴潮以逆时针或气旋方式传播，沿程增水逐渐增加的情况，这种传播气旋方式传播，沿程增水逐渐增加的情况，这种传播方式正是科氏力的作用。当北海西部刮北向风时，所方式正是科氏力的作用。当北海西部刮北向风时，所引起的增水形成了一个开尔文波，它在科氏力的作用引起的增水形成了一个开尔

49、文波，它在科氏力的作用下有紧靠英国海岸的趋势，使沿岸地区增水幅度提高，下有紧靠英国海岸的趋势，使沿岸地区增水幅度提高，而岸外增水幅度降低，类似于潮波在海湾中的情形，而岸外增水幅度降低，类似于潮波在海湾中的情形，当波动抵达北海南端时，由于海岸线的约束，它被迫当波动抵达北海南端时，由于海岸线的约束，它被迫折向东，再向北，在此过程中，科氏力的作用始终是折向东，再向北，在此过程中，科氏力的作用始终是指向海岸的，这样，风力的作用的距离进一步加大，指向海岸的，这样，风力的作用的距离进一步加大，科氏力也持续发挥作用，使增水幅度进一步提高。科氏力也持续发挥作用，使增水幅度进一步提高。地形作用的一个典型实例是南

50、亚孟加拉湾的风暴潮，当地形作用的一个典型实例是南亚孟加拉湾的风暴潮，当风暴潮在印度洋形成并在南风作用下向北迫近时，由于地形风暴潮在印度洋形成并在南风作用下向北迫近时，由于地形的束窄，单位宽度上的水流能量逐渐聚集在越来越小的范围的束窄，单位宽度上的水流能量逐渐聚集在越来越小的范围内，一部分动能转化为势能，到了湾顶区域，水位就大大提内，一部分动能转化为势能，到了湾顶区域，水位就大大提高了，这种机制与喇叭口海湾内涌潮的发生相类似。高了，这种机制与喇叭口海湾内涌潮的发生相类似。如果风暴潮是来自外海，则有时候其发生是有先兆的如果风暴潮是来自外海，则有时候其发生是有先兆的如如美国大西洋城在美国大西洋城在1