海洋作为温度变化的缓冲器

海洋储存热量的能力比大气大得多。这可以很容易地看出如下。深度为h的海洋“平板”的热容为YO = PrefCwh(即密度x比热x深度，单位为JK-1m-2)。让我们将其与大气的热容进行比较，我们可以用Ya = PscpH来近似，其中ps是表面空气的平均密度，H是垂直尺度大气高度(7 - 8公里)。插入一些典型的数字——海洋的密度是空气的1000倍，比热约是空气的4倍——考虑到海洋覆盖了地球表面积的70%，我们发现，如果h = 100米，y0/ya - 40是典型的海洋混合层深度，和y0/ya - 2000如果整个5公里海洋的深度被考虑在内。

因此，两种流体的热调节时间也非常不同。辐射计算表明，仅大气热调整的时间尺度就约为一个月。海洋中的热调节时间尺度要长得多。观测结果表明，根据以下公式，海洋表面温度通常以X = 15 W m-2 K-1的速率衰减:

其中T是与大气接触的海洋板块(假设混合良好)的温度异常。这里，与第11章一样，Qnet是空气-海洋热流的净通量。

暂时设置Qnet = 0，上述方程的解是T = Tinit exp ^ jA，其中Tinit是初始温度异常，它以y0/X的e-折叠时间尺度为指数衰减。插入典型数字(见表9.3)，如果h是典型的混合层深度为100米，我们得到的衰减时间尺度为300 d - 10个月。假设h等于海洋的全深度5千米，这个时间尺度增加到40年左右。实际上，正如11.2.2节所述，深海调整的时间尺度更接近1ky，因为海水的缓慢循环深海海洋限制了其热量被带到地表的速率。这些长时间尺度缓冲了大气温度的变化。因此，即使海洋不移动，因此也不会在全球范围内运输热量和盐，海洋也将在气候中发挥非常重要的作用，减少季节性极端温度的幅度，缓冲大气气候变化。raybet雷竞技最新

海洋吸收和储存能量的能力也比相邻的大陆大得多。在季节循环中，大陆的变暖和变冷都比海洋快。在冬天，在同一纬度上，大陆比周围的海洋更冷，而在夏天，它们更温暖(见图12.2)。这很容易理解为水和土地(土壤和岩石)在与大气热接触时的不同性质的结果。虽然岩石的密度是水的三倍，但在季节循环中，只有上层1米左右的陆地与大气有热接触，而一般来说，100米的海洋与大气有热接触(见本章末尾的问题1，其中我们研究了温度波动渗透到下面土壤的简单模型)。此外，土地的比热通常只有水的四分之一。最终结果是，海洋与大气在季节周期中交换的热量超过陆地与大气之间交换的热量的100倍以上。因此，我们观察到陆地气温的季节范围随着距离海洋的距离而增加，在西伯利亚上空可超过40°C(参见图12.2中绘制的1月至7月地表气温差异场)。在大陆上季节周期的振幅比在海洋上要大得多，这是海洋“缓冲区”的一个明确迹象。这种缓冲在南半球表面空气温度的季节周期非常弱的情况下也很明显，那里的海洋比北方多得多。 Note also the eastward displacement of air temperature differences over land in Fig. 12.2 (bottom), evidence of the role of zonal advection by winds.

12.1.1.海温的非季节性变化

气候分析，如第五章所介绍的，定义了大气的正常状态;这些数字代表了多年来某一特定月份或季节的平均值。然而，一般的经验是，任何一个季节都或多或少地与气候情况不同。例如，某个冬天可能比平均水平更冷或更热，更湿或更干。这种变化——无论是在大气中还是在海洋中——都发生在广泛的时间尺度上，从几年到几十年甚至更长。了解和(如果可能的话)预测这种变化是目前气象学和海洋学的主要目标之一。考虑到控制海温变化涉及大量的过程(见11.1.2节的讨论)，这是一项非常困难的任务。相对较短的仪器记录(只有50-100年)和海洋观测的空间覆盖较差，使挑战变得更大。

在中高纬度地区，天气系统对海洋的直接强迫作用-气旋和反气旋-通过它们对地表风、空气温度和湿度的调制，从而引起海温变化，从而导致公式11-6和11-7中的海气通量Q。这些短周期的大气系统可以产生长期的海温异常，因为海洋的大热容赋予了它长期的记忆。这种海温异常没有规律的季节周期;相反，它们反映了海洋(来自天气系统)的“噪音”的整合。我们可以构建一个简单的过程模型，如下所示。在式12-1中，我们设Qnet = ReQmemt，其中Qw是与大气涡流相关的频率m的海气通量随机分量的幅值，表达式的实部具有物理意义。

图12.2。一月，七月，一月减去七月的月平均地表空气温度:在冬天，在同一纬度的大陆比周围的海洋更冷，而在夏天，它们更温暖。

让我们假设q′s是一个常数，因此表示一个“白噪声”过程，其中所有频率都具有相同的振幅根据公式12-1，我们假设海温异常演化的响应由T = Re Twemt给出，其中(见章末问题2)

T谱如图12.3a所示，它与强迫的特征有很大的不同。我们看到mc = 1/yO定义了一个临界频率，该频率取决于海洋与大气接触的热容(设为h)和空气-海洋耦合的强度(设为1)。在频率m > mc时，温度对白噪声强迫的响应随频率(对数-对数图上的倾斜直线)迅速下降。在频率m < mc时，响应水平变化并与m无关，如图12.3a中的灰色曲线所示。对于上面选择的参数，mc = 305-3，因此人们可能会期望时间尺度远短于300 d的海表温度变化被抑制，只留下比这更长的时间尺度的变化。这个简单的模型(由哈塞尔-曼，1976年首次研究)是气候系统中缓慢元素如何引入惯性(在这种情况下)的典型例子raybet雷竞技最新热惰性(海洋混合层的)平滑高频以产生缓慢的响应，即气候变化光谱的“变红”。raybet雷竞技最新

相比之下，图12.3b显示了观测到的大气和海温的温度谱。虽然大气光谱是相当平坦的，海温谱更红，在某种程度上与上面公式12-2预测的m-2相关性一致。这里描述的这种类型的简单模型，在本章最后的问题2中进一步探讨，可以用来合理化这些观察。

上述模式所代表的中纬度地区观测到的海气相互作用的一个方面是，大气变化往往先于海洋变化，这有力地支持了一个假设，即中纬度地区年与年(甚至是十年与十年)的变率主要反映了海洋对发生在更短时间尺度上的大气天气系统的强迫的缓慢响应。人们可以有效地把这种变率称为“被动的”——它涉及到气候系统中“较慢”成分(在这里是海洋)对“较快”成分(大气)随机变率的调制。raybet雷竞技最新

在热带，但海温与热带气温及风的变化较为同步，反映热带大气对(潮湿)对流从下面触发。大气对热带海温的这种敏感性可能导致大气和海洋之间的“活跃”变化耦合相互作用，其中一个系统的变化相互加强另一个系统的变化，从而导致放大。在下一节中，我们将讨论热带太平洋的这种活跃耦合是如何在一种被称为厄尔尼诺的重要气候现象中表现出来的。

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