海气相互作用知识点全解析：能量循环、斯托克斯定理与大气环流
海空相互作用知识点整理海气相互作用 1. 海气能量循环术语解释
海气相互作用：
核心问题：
斯托克斯定理： 流线型：
与流场中每一点的速度矢量相切的曲线。
流功能：
涡度通常由具有气旋剪切和曲率的运动表示，没有膨胀或拉伸（散度为 0）
与涡度概念密切相关的是环流，它是指沿着闭合路径C内的边界的流速线积分。
开尔文定理：
DГDt=0\frac {D\Gamma} {Dt}=0DtDГ=0
热风关系： 雷诺数： 罗斯比数： 艾克曼数： 理查森数： 3 大气环流简介： 三环环流： 哈德利环流： 热带辐合带： 热带大气环流理论： 3. 大气环流 全球风场和艾克曼简介泵送
受海洋热量影响，风场是驱动海洋脱离大气的直接因素。
中高纬度地区的风速和海面有义波高度均高于热带地区。
4、海洋环流基础通风温跃层理论、西向强化理论、高纬度水团产生的地转流垂直螺旋
洋流：海水的大规模、相对稳定、非周期性运动。
海洋环流：洋盆内的洋流形成相对独立的环流系统或首尾相连的涡流。
海洋环流由通风温跃层、西向强化理论和高纬度水团生成三部分组成。
通风：高纬度海域温跃层等值线出露的物理现象，实际上是温跃层与高层大气接触。
向西增援：
在西边界流区，当海面温度和湿度大于近海大气表面温度和湿度时，大量的热量会以潜热和显热的形式从海洋释放到大气中。 。西边界流的存在对于维持该海面温度和湿度具有重要意义。气体热性质差异的存在起着重要作用。
高纬度水团生成：
在高纬度海域，由于海洋热散失过程剧烈，海水变冷、密度增大、下沉，导致高纬度海域形成水团。
急流：
北半球的冬天
季风
季风环流：热带季风、亚热带季风、温带季风
热带季风==》行星风带的季节运动
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东亚季风成因：冬夏海陆热力差异+青藏高原地形影响
青藏高原H高，太阳辐射强，容易引起气流上升和周围气流补充辐合。
暖空气上升，在地面附近产生低压，在高空产生高压。
冷空气上升，在地面附近产生冷高压，在海洋上空产生温暖低压
本地流通：
谷风、焚风 5.海气边界层理论、雷诺湍流方程、Ekman动力学、环流湍流通量基础
海气边界层的概念包括大气边界层和海洋上边界层。
大气边界层：
根据湍流摩擦力、压力梯度力和科里奥利力对运动的贡献，大气边界层分为：
朗缪尔环流：由波浪和水流相互作用引起的一对沿一个方向旋转的涡流称为朗缪尔环流。
6. 海气热通量
海气通量
北极放大效应：
影响净短波辐射的因素：
净长波辐射的大小取决于四个物理量：
温室效应：
海气湍流通量：包括（蒸发）潜热和（对流）显热通量
西边界流的存在对于维持海气热性质差异具有重要作用。蒸发潜热，
全球水循环规模：
海气热对流==》热感》==海洋和大气之间存在温差。
洋盆东部接收的能量多于西部：
海气热通量是海面温度变化的重要热驱动因素。它也是海洋加热大气的来源。
西边界流将温暖湿润的高温水带到中纬度地区。当温暖湿润的西边界流遇到相对干燥寒冷的局地大气时，海洋会以蒸发潜热和对流热的形式释放大量的热量，海洋就会失去热量。从而调节当地的天气和气候。西边界流的存在可以维持空气和海洋热性质的差异，使海洋从从热带获得热量转变为失去热量，这又体现了西边界流对空气变化的调节作用-海洋热通量。过程中发挥重要作用。
7、海洋混合层
水质量：
黑潮底层水：低温高盐
黑潮表层：高温高盐
陆架水体：高温低盐
几个重要的分层概念：
上混合层：
温跃层：
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南北半球冬季，太阳短波辐射较少。冬季，强烈的海气湍流热通量使海面散失热量，有利于温跃层深度加深。相反，夏季辐射较强，海气湍流热通量相对较弱。在这种情况下，海洋混合层变浅。==>高纬度海域混合层较深，热带/亚热带混合层较浅。
阻挡层：温度混合层比密度混合层深
补偿层：温度混合层比密度混合层浅
逆温现象：
当盐度分层梯度大到足以主导密度分层时，就会发生逆温。 ==> 温度随着深度的增加而增加。
混合层变化机制（模型）
混合层动态过程：
随着加热的增加，分层变得更强，使得热量难以向下传输，热量被困在一个薄层中，这称为捕获深度。
风的搅拌作用对混合层起着决定性的作用，是混合层的驱动力。
温差越大，混合底层海水所需的工作量就越大。
混合层变化实验：
初始状态-温度层结\盐度层结\密度层结，有混合层
淡水输入：
海面冷却，即热量散失过程，使上层与下层温差变小，难以形成分层，因而混合层加深。
风搅拌过程使上层海水得到充分搅拌，海面热量向下层输送，下层水温升高，与上层温差较小，混合层加深。
强制过程：
8 种海洋-大气耦合模式
为什么ITCZ（构造间辐合带）常年位于赤道以北？
UWS 反馈（上升流、风、海水温度） LS 反馈（低云、海水温度）
步行者循环：
赤道东风减弱>东海岸上升流减弱>赤道温跃层倾斜减弱，东太平洋变暖>海面温度梯度减弱>赤道东风减弱
厄尔尼诺：
温跃层倾斜机制一：
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