第一讲大气环流的一些基本问题..ppt

第一讲 大气环流的一些基本问题,丁一汇国家气候中心,高等天气学讲座(2014年春季）单元一：大气环流的基本知识,大气环流所包含的内容很广泛，并且定义也不完全相同。有人认为大气环流是指某些区域大气的时间平均状态；有人认为大气环流是指全球大气的瞬时状态；也有人认为大气环流主要指所有永久性或半永久性大气活动中心的集合体，包括：赤道辐合带、急流、季风、副热带高压和各种永久性或半永久性气旋和反气旋中心；另外还有人认为大气环流是所有特征的定量统计结果。但总的来说，大气环流是指大范围（水平尺度几千公里以上）较长时间尺度的（几天以上）大气运动的基本状况。他们的变化不但影响着天气的类型和变化，而且影响着气候的形成。近年来由于大气科学中各个分支的渗透，大气环流日益变成天气学，动力气象学（尤其是数值模拟）和气候学相结合的产物，从而使大气环流具备了许多新的内容。,大气环流的基本问题有以下几个方面：(1)大气环流的平均状态：包括平均环流和距平场以及它们形 成的原因；大气环流的变率包括不同时间尺度的变率，如 高频、季节内、年际、十年尺度、年代际尺度等。(2)经圈环流；(3)斜压波及其相关的温带气旋形成机制,包括定常波和瞬变 波的特征及其作用；(4)热量、水汽、角动量和动能收支以及大气环流的维持；(5)全球大气环流模式（GCM）的发展及其数值模拟 若经向温度梯度达到某个临界值，模拟出的大气环流将发生根本变化：中纬地区发生斜压不稳定使大气由纬向环流转变为波状环流。通过斜压波热量输送又抑制了赤极温度梯度的增大，大气环流也趋向平稳和纬向。上述状态可以重复出现，使大气环流在纬向环流和经向环流型之间循环。(6)气候变化对全球大气环流及其区域模态的影响 本讲主要讨论第（4）点,也简明阐述第（6）点的重要性,1.1 大气角动量的输送和收支,大气的角动量是表征大气环流和气候状况的基本参数之一。整个地气系统（包括大气、海洋和固体地球）的角动量总和实际上可看作不变的，但各部分之间可以进行转换。众所周知，在低纬度是东风带，中高纬度是西风带。愈往高空，东风带愈窄。在30。N附近，200hPa高度的西风达到最大值，这是高空急流的位置。在这种条件下，在热带东风带，风在地面所受到的摩擦阻力是向东的，也即地球通过摩擦作用给其上面的大气施加了一个向东的转动力矩，这等于是地球向大气输送西风角动量。反之，中纬度西风带内，摩擦作用使得地球对大气施加一个向西的转动力矩，也即大气向地球输送西风角动量。从长期平均看，大气中的风系并没有发生明显的变化，因而整个大气的总角动量基本上是保持不变的（实际上是有一些变化），这就要求在热带东风带里大气由地球获得的角动量向极地方向输送给中纬度西风带，以弥补那里大气损失给地球的西风角动量。大气通过什么机制来完成角动量从热带东风带向中高纬西风带的输送？对这个问题许多人进行了研究，提出角动量的输送是通过两个过程：经圈环流和大型涡旋来实现的。,对地球转轴单位大气质量的总或绝对角动量M由两部分组成：地球角动量或角动量和相对角动量（Mr）。前者代表当大气与固体地球一起自转时所得到的角动量；后者是大气相对于旋转的地球所具有的角动量：,（1.1）,根据牛顿第二定律，可以得到角动量的时间变化等于作用此空气质点上外力矩的总和（）若外力矩总和为零，则M等于常数,有：,(1.2),对于大气和地表面（海洋和陆地），只有气压和摩擦力矩对产生绝对角动量是重要的。这也就是说角动量的源汇项是在地表面附近。设摩擦力在 方向的分量为，则摩擦力矩为：,气压力矩为:,z是等压面的位势高度。在（x,y,p,t）坐标系中方程（1.2）因而可写作：,(1.3),展开，并用连续方程与对时间和空间求平均，上式可化为：,上式中;,上两式中第一项是平均经圈环流对角动量的输送，第二项是平均经圈环流对相对角动量的输送，第三项是定常涡动对相对角动量的输送，第四项是瞬变涡动对相对角动量的输送。,（1.4),(1.5),(1.6),为了更清楚地了解角动量收支的基本过程，可以求取角动量流函数的分布。由方程（1.4),忽略角动量的时间变化项，因为这一项通常量值较小，则可得：,(1.7),(1.8),(1.9),根据大气角动量收支方程可知，改变大气角动量的外力矩主要来自地球下垫面的摩擦作用和山脉作用，从而在大气和固体地球与海洋之间产生一种动力耦合。这种耦合通过大气和地面之间角动量的交换引起大气环流的变化。山脉力矩是由山脉两侧气压差引起的一种地面力矩。在北半球西风带中，气压分布一般是山前为脊（气压高或质量堆积），山后为槽，这两者的力矩均为负值，即大气把动量给予地球。在北半球东风带，一般山东边气压高，山西边气压低，这两者的力矩都是正值，即大气获得动量。摩擦力矩是由地面摩擦力或粘性阻力引起的。,山脉迎风面和背面气压场不对称引起的大尺度阻力。背风处的气压比迎风面气压（分别由于质量堆积和减少）略低，山顶以西的迎风面可产生指向东的外力矩。这与西风角动量相反，使西风减弱。以东风情况下，净山脉力矩正好相反，指向东，产生西风角动量。因而山脉力矩的作用与摩擦力矩是相同的。,等压线,下风水平方向,山脉力矩,山脉力矩,图1.1 大气相对角动量纬向平均输送的无辐散分量的流线。（a）10年平均；（b）冬季平均（12，1，2月）；（c）夏季平均（6，7，8月）。虚线是 的等值线（单位：ms-1），可以看到涡动输送的逆梯度输送特性。单位：1018kgm-2s-2,图1.2 年平均山脉力矩的经向剖面。实线代表 Wahr 和 Oort的计算结果，虚线代表Newton计算的结果。单位：哈得莱/5。纬度,图1.3 根据Hellerman和Rosenstain37的洋面应力资料。计算的摩擦力矩的经向剖面（虚线）。假设洋面和陆面的应力相等，则可根据洋面应力的资料（实线）计算出陆面力矩。（a）北半球冬季；（b）北半球夏季。单位：哈得莱/5。纬度,图1.4用高空资料（通量法）得到的纬向平均地面应力19。（摩擦和山脉）经向剖面及其与Hellerman海洋应力剖面（短虚线：1967；长虚线：1982）的比较。（a）年平均；（b）北半球冬季；（c）北半球夏季。单位：10-5Ncm-2,1.2 大气中水汽的输送和收支,大气中水平输送和收支的研究是大气环流的重要问题之一。它不仅与大气环流系统和天气系统中的水汽含量的多寡有关，而且更重要的也与大气中可能的潜热释放或加热有关。因而它是了解大气环流动力学和地气系统能量的一个重要方面。角动量收支，水汽收支加上能量收支是研究全球大气环流维持和变化的特别有用的方法，也是近年来研究各种时空尺度的气候系统的重要工具。最近三、四十年来，通过一系列的研究这方面取得了不少结果，尤其是全球能量和水循环计划（GEWEX）。该计划重点研究气候系统中的水文循环及其对全球变化的响应。,(1.11),(1.12),上式中s(q)是由相变造成的单位质量空气中水汽的产生或破坏。这主要由蒸发、凝结和扩散过程引起。即s(q)ec（忽略扩散作用）。对上面水汽收支方程垂直积分，再求时间平均可得：,(1.13),这是大气中水汽收支方程，它表明降水和蒸发差等于水汽储存的局地变率与水汽流入和流出之和。如将上式用于一有限区A则有：,(1.14),(1.15),1.14,1.15,对全球和气候状态求平均，（1.13）式就变成:这个公式不但可用于全球水循环变化的研究（偏离上述平衡态），而且也可用于大范围地区水循环的异常变化研究。而对于区域的水循环收支必须考虑另外一项即水汽输送的影响，而水汽输送又决定于大气环流型 的变化。所以，区域水循环的研究比全球水循环的研究要复杂得多。,0,图1.10 纬向和垂直平均的向北水汽输送.（a）瞬变涡动输送（b）定常涡动输送（c）平均经圈环流 输送。单位：,图1.11 纬向和垂直平均的水汽垂直输送的经向剖面。（a）总的（b）瞬变涡动输送；（c）定常涡动输送；（d）平均经圈环流。单位：10-4gkg-1hPas-1 10-6kgm2s-1,图1.12 海洋上纬向平均蒸发 的纬向剖面。粗实线：年平均；细实线：冬季；虚线：夏季。单位：cmd-1,图1.13 纬向平均降水 的纬向剖面。（a）海洋；（b）陆地；（c）整个陆地加海洋地区。单位：cmd-1,图1.14 平均经向水汽输送流线（）分布。（a）年平均；（b）冬季(122月)平均；（c）夏季（68月）平均。单位：108kgs-1。,图1.15 1998年58月单位面积空气柱水汽输送的流函数及非辐散分量。（a）势函数及辐散分量；（b）平均分布（等值线为流函数和势函数值；单位：106kg/s，箭矢为非辐散分量和辐散分量，单位：kg/(ms)）,1.3 大气中能量的输送和收支,太阳辐射是大气运动中的原动力，它是大气环流以及海洋环流的主要能源，因而是研究大气环流的基础。这一节我们将首先讨论辐射能量的收支。图1.16是纬向平均的辐射剖面。在大气顶的太阳辐射，对年平均而言以赤道地区接受最多，然后向两极减少。对于冬半球，这种减少更为迅速，它从夏半球副热带地区的475瓦/米2减少到冬半球极地的零值；而向夏半球极地只有很弱的减少（图1.16a）。这种入射太阳辐射的相当一部分又反射回太空，尤其是在高纬地区（图1.16b和图1.16c）。在高纬反照率很高（70%），一方面是由于太阳辐射的入射角较大，另一方面是由于冰雪覆盖的作用。入射太阳辐射与反射太阳辐射之差即为大气顶吸收的太阳辐射（图1.16d），这部分辐射是用来推动地气系统环流的能源。图1.16中曲线与原来太阳辐射曲线（图1.16a）的差别在于夏半球极区有效辐射的减小，结果在夏半球也造成明显的吸收太阳辐射的南北梯度。,地球全球能量平衡简图（新）注意各分量的图有一些不同，主要是大气吸收了67w/m2的太阳能，这是由于气溶胶和云增加造成,有云大气情况,地球能量收支各分量的估算值。到达大气顶的入射太阳辐射（341wm2，100）的三分之一左右被直接反射回太空（102wm2），余下的三分之一（239wm2，70）由地表（161wm2）、云和气溶胶等吸收（78wm2）。为了平衡吸收的入射太阳辐射能（239wm2），地球平均要辐射同样大小的能量（239wm2）到太空。根据维恩辐射定律，地球主要在红外谱辐射能量。这些由陆地和海洋辐射的红外热辐射被大气（含云，CO2和其它温室气体等）吸收并重新辐射回地球表面，从而导致地球大气耦合系统的增暖。这叫作自然的温室效应。（Trenberth等，2009）,2000-2010年期间全球年平均能量收支,最近10年的全球辐射平衡主要根据卫星和新的地面资料更新了地表能量收支，尤其地表接收的长波辐射比过去要明显增加，约在10-17w/m-2。卫星观测表明。全球降水增加，这由 增加的地表蒸发引起和维持，因而大气中的潜热通量增加。以此，地表地表长波通量的增加得到补偿。(Stephens 等，20）,比较图1.16a和图1.16d年平均曲线，两者的分布形势实际上是相似的，后者是前者向下均匀平移100瓦/米2的结果。大气顶射出的地球红外辐射在30S30N之间的值较高，只在ITCZ区有微小的减小（图1.16e），这主要是由于这个地区大量云量存在的缘故。在高纬地区，长波辐射减少。注意南极大气损失的红外辐射比北极大气要少，这可能因为南极的冰盖高度较高的缘故。南北的梯度并不太大。用吸收太阳辐射减去射出长波辐射可得净的经向加热剖面（图1.16f）。可以看到，在热带和副热带地区，地气系统盈得辐射能量，而在中高纬地区损失辐射能量。这种赤极之间辐射的不平衡必然导致动力输送过程，即依靠大气和海洋环流的经向输送把净辐射盈得区多余的热量输送到净辐射亏损区以补偿那里热量的不足，从而维持大气中正常的气候状态。,图1.16 各辐射分量的经向剖面。（a）纬向平均的入射太阳辐射；（b）反射太阳辐射；（c）反照率；（d）吸收的太阳辐射；（e）放射的红外辐射；（f）净辐射。对全球平衡未作订正。单位Wm-2,我们首先讨论大气中总能量的输送。单位质量大气总能量为：上式右面四项分别代表内能、位能、潜热和动能。对于半球和全球大气能量的积分值,最重要的能量形式是内能（全球平均占70.4%），其次是位能（占27.1）和潜能（占2.5），而动能只占总能量的很小的一部分，但它在大气环流能量学中起着很重要的作用。北半球年变化的振幅是南半球的二倍左右，这主要是由两半球海陆分布差异造成。,（1.16）,（x，y，z，t）坐标系中大气能量收支方程：,图1.16 不同形式能量纬向和垂直平均值的经向剖面。（a）温度（）；（b）位势高度差（102gpm），是各等压面平均位势高度；（c）比湿（gkg-1）；（d）动能（m2s-2）。在图右侧给出相当能量标尺。,可用上式讨论能量的垂直输送。假设常定状态，,引入总能量流函数,(1.22),对能量进行垂直输送的主要机制是有组织的对流，各种类型的积云活动以及小尺度乱流。大尺度涡动在垂直输送中不如积云重要，尤其是在热带地区。像以前求角动量流线，水汽流线一样，不难求出 的分布（图1.20）。这种流线代表能量流密度（单位：1015W）。对年平均，在热带30oS和30oN之间地区，有大量的辐射能流入。其中能量的一半通过大气，以后主要在热带海洋吸收，再由洋流输向极地。但在副热带和中纬度，主要输送以大气环流为主，能量在大气中向极地输送，以后在那里辐射回太空。从季节分布图可以看到大量能量直接流入夏半球。在图中当流线与1000hPa相交时，代表由能量输入地表面或由地表面输出。因而在夏半球有大量能量进入热带地区并主要储存于热带海洋，而冬半球海洋损失大量能量。,图1.17 总能量E纬向平均的经向输送的垂直剖面图。（a）瞬变涡动；（b）定常涡动；（c）平均经圈环流。本图是10年平均值。单位：ms-1,图1.18 总能量E纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（a）总输送；（b）瞬变涡度；（c）定常涡动；（d）平均经圈环流,图1.19 总能量E纬向何垂直平均的经向输送的经向剖面。（a）总输送；（b）瞬变涡度；（c）定常涡动；（d）平均经圈环流,图1.20 10年平均的大气总能量纬向平均的输送流线。（a）年平均；（b）122月；（c）68月。全球平均的能量值被减去，单位：1015W,图1.21 大气能量储存率（a）和垂直平均的大气能量通量散度（b）的经向剖面。单位：Wm-2,图1.22 从大气到地表面纬向平均能量通量的经向剖面（作为余项算出）。图中的黑圈和叉号等是 Oort 和 Vonder Harr 计算值,图1.23纬向平均的海洋热储存率。（a）和海洋能量输送散度；（b）经向剖面。Oort和Vonder Haar的结果也点在图中。黑圈：年平均；+：122月；：68月。,由下面的方法可以得到所要求的海洋热输送T0。由前面的讨论可得，地气系统在某地区盈得或亏损的总辐射能应等于该地区能量的存储项+海气系统的能量输送项。长期或年平均而言，存储项0，因而有：,图1.24 大气（TA）,海洋（TO）和大气+海洋（TA+TO）年平均能量向北输送的经向剖面。Oort和Vonder Haar（x）以及Trenberth（o）的结果也点在图中。,大尺度罗斯贝波、遥相关和大气振荡示意图（据IPCC改绘）,1.4 气候变化对天气的影响,日平均温度和降水PDF分布示意图,a：平均值增加；b：平均值和变幅都增加；c：变幅增加；d:偏斜度增加,（引自IPCCAR3，2001，和Zhang and Zwiers,2012),最近10年的变化类似于b和c,气候变化（Climate change）,气候变化是指气候平均状态和离差（距平）两者中的一个或两个一起出现了统计意义上显著的变化。离差值越大，表明气候变化的幅度越大，气候状态不稳定增加。气候变化敏感性也越大。简单地说它实际上是表征了能持续相当长一段时期的气候态的改变或变迁，如由偏冷的状态转为偏暖的状态或少暴雨期变为多暴雨期，故有人也叫气候变迁。它可以由自然的原因引起，也可以由人类活动的原因造成（联合国气候变化框架公约的定义），也可以由自然与人类活动的原因共同引起（IPCC的定义）。,气候变率（Climate variability）,表示所有时空尺度上气候平均态或其它统计量（如标准差，极端事件发生频率）的变化或变异，也可理解为在一个长期气候变化趋势或平均态上迭加的各种时间尺度的气候脉动或距平变化。它有年代际，年际，年，季，季节内与高频变化。有局地尺度，区域尺度和大陆尺度和全球尺度。气候变率经常导致一段时间内天气与气候的异常。它可以是大气内部的变率（动力学引起），也可由自然的和人类活动产生的外强迫引起。气候变率和气候变化的差别主要是语义上的：如所关注的变化发生在某一特定时段（如20世纪），则称其为该时段内的气候变率；如涉及两个连续时代（如20世纪上半叶与下半叶）的差异（气候态）的变化，则被称为从一个时代到下一个时代的气候变化，如冰期与间冰期。,应该强调，虽然气候变化可由内部过程和（或）外强迫引起，但了解气候变化的关键目的是认识由人类活动和自然外强迫产生的气候变化，以及如何区分它们与气候系统内部过程造成的变化与变率之间的差别。内部变率表现在各种时间尺度上。大气过程能产生内部变率，其时间尺度从极短的瞬间到数年。气候系统的其它分量，如海洋和大冰盖产生的变率时间尺度长得多。它们按自身的演变过程产生一定的内部变率，并且也与迅速变化大气引起的变率混合在一起。此外，地球气候系统的各圈层的耦合相互作用也产生内部变率，ENSO就是一明显的例子。但要区分外部影响的作用与内部气候变率是不容易的。这需要根据观测资料的分析和对气候系统的物理认识。这是气候变化的检测和归因研究，它主要是用客观统计方法检验观测资料中是否包含预期的对外强迫响应的证据，并评估它是否与气候系统内产生的变化（内部变率）有何区别。,多年平均值（Normal),很少有人注意到这样一个事实：多年平均值现在改变很多，说明气候变化正在明显地发生。人们在考虑现在的气候是如何异常时，经常忘记由新的多年平均值造成的差异。这明显地歪曲（增大或减少）了异常或反常的程度。这就提出一个问题，如何更清楚的阐述气候变化呢？我们应该借助于目前正发展的“气候动力学”（过去已有天气动力学）的概念与成果。气候实际上是连续演变和变化的。因而以统计方法认为的取一时段做平均来得“气候”并不完全合理。而是应该以不同的方式来考虑和定义气候，即从物理的观点来定义气候。,耦合强迫：海气耦合与陆气耦合,耦合变率是气候系统的内部变率之一，也是气候系统的自然变化；气候系统的内部变率另一个分量是大气本身的变化，它具有各种时空尺度。主要包括天气系统的变化和影响，因而，气候系统的内部变化可分大气的内部变率与耦合变率两种。对季节和年际预报而言，前者被看做是不可预报的，是不可预测的噪音，而季节与年际尺度是气候系统的耦合变率。它是一种慢变过程，如海洋和耦合海气系统的低频变化以及海冰；陆气耦合也是一种耦合变率，包括土壤条件，雪盖等的影响。QBO和平流层状况可作为上边界影响季节预报和年际预报，因而研究平流层与对流层的相互作用对气候预报是十分重要的。,海气耦合,海洋能够储存巨大的能量，1m3海水的热容量是4.2 106焦耳m-3k-1或为空气热容量的3500倍，花岗岩的1.8倍。阳光可在海洋顶部几米厚度直接被吸收，以后混合过程把热量在表层混合后进一步再分布。因而上部2.5m 的海洋当冷却1时可加热其上的整个空气柱也达1。海洋可以从一个地气的向另一地气输送暖水。100m深的海洋混合层随季节加热10相当1m厚的岩石也加热10，所能存储的热量是其100倍。因而，海洋混合层对大气有很大的影响，因而大气是任何储存于海洋的异常信号的“接收器”海洋上气温、降水等预报只有考虑了海洋状态才能改善其演变的预报。这也是海气耦合问题的关键。,2000-2012年春季及夏季（6-7月）SSTA,春季,夏季,La Nina年是造成副高长时间持续和高温热浪的主要原因,副热带高压偏北，偏西，偏强，持续是高温热浪的直接原因和影响系统,2013年中国高温盛期500hPa高度综合距平图,H,H,H,2013年春季及夏季（6-7月）SSTA,春季,夏季,2001年春夏La Nina 事件使冷海水更向西扩,The AMO.a,AMO index(black)of North Atlantic SST,and thegSSTmA index(thin blue)of SST outside the North Atlantic;the thick redand blue lines show low-pass-filtered indices.b,AMO index as in a after the low-pass-filtered gSSTmA index has been subtracted.Thick black horizontal lines indicate the periods used to define the warm and coolphases of the AMO.(Sutton and Dong,2013),大西洋多年代振荡,陆气耦合,土壤湿度：主要是季节内尺度的记忆通过土壤温度对地面能量收支的影响可传送到大气（主要是蒸发）。其初始化可影响降水和气温。雪盖：影响地表反照率，并使大气与较暖的下垫面解耦。冬春大范围积雪可产生大的地表径流和土壤湿度异常，其反馈可影响季节预报，如秋季的西伯利亚积雪雪盖异常可用于预报东亚夏季风强度。植被：植被结构和生长状况对气候异常有缓慢的响应。异常的植被特征在产生它们的气候异常改变之后可持续相当长时间（数月到数年）。物种类型，覆盖比，叶面指数决定了陆面的蒸发，辐射交换和动量交换。因而植被异常的长期记忆可被传送到更大的地球系统。地下水位变化：时间尺度更长，目前由于观测资料少，其影响尚不清楚。可预期会影响几年以上的预报。陆地热容量：通过分子扩散释放，其储存量有日变化（100w/m2）和年变化（5wm-2），尤其是裸露地区。北极海冰：在天气-年代尺度与大气与海洋是高度耦合的。（取自美国科学院报告，2012）,气候系统内部可预报性来源的六个领域,（1）MJO：重点过程研究，模式改进，标准化的诊断与标尺，MJO对气 候系统各分量的影响等。（2）对流层-平流层相互作用：长生命期（到2个月）的大气异常能产 生自平流层扰动，冬季在欧洲敏感区平流层变率对陆面温度的影 响能超过SST的局地影响。QBO在地面气候中也表现为一种前兆信 号。（3）海气耦合：SSTA和上层海洋热容量对其上大气具有重要影响，热 带ENSO引起的SSTA影响是一个突出的例子，但需要分析中高纬海 气耦合的作用，应在更大的空间尺度范围内更好地表征海气耦合 作用，如直到锋区强SST梯度的空间尺度，并且更好的观测和在模 式中表征海气通量。,（4）陆气反馈。动力模式中土壤湿度初始化可增加降水和季节内温度 预报准确性。实际的雪量的初始化也可以改进预报。为了使陆面 反馈对改进预报的影响达到最大化，应研究陆气耦合（如蒸发，边界层动力学，对流）的机制与在预报系统中更好的表征。（5）影响大气成分的高影响事件。高影响事件指火山爆发，有限的核 交换，能引起气溶胶的痕量气体的大气含量突然和重大变化的空 间事件的影响。（6）非定常性。趋势是可预报性的一个重要来源。目前的统计方法和 动力模式并不能适当地处理。这种非定常性应该用改进的统计方 法。,天气和气候模式的一体化研究,天气模式最长可以报到2周，气候模式从月尺度预报开始，其间2周到4周的预报是预报缝隙。无缝隙预报系统的一个主要目标正是解决这一时段的预报。由于天气和气候的过程是连续的，只是变化的尺度不同。因而，不少研究提出可以用一个统一的海气耦合模式预报天气和气候，而不需要把气象预报模式分为天气预报模式和气候预报模式。两者主要是分辨率和物理过程的差别。在做天气预报时，可以采用高分辨率，而在做气候预报时可以采用较低分辨率，物理模块可以更为复杂，但两者都是海气耦合的，初始场也是海气耦合初始化的。,天气气候模式一体化的理论基础,从物理上讲，所有的天气系统和所有的风暴都与地表面有相互作用，并且受到更长时期气候因子和过程的制约。但多年来只是以规定的固定SSTs作为下边界条件运行大气模式作出数值天气预报（NWP）。日益增加的证据表明，上述做法实际上是对NWP的一种限制。使SSTs响应大气，并反馈入天气系统的技术路线是必要的，尤其对第二周的天气预报和超过两周的延伸预报。,Trenberth,2013,完,