散度正值
图6.1.8 Macdonald(1998)通过对高质量的woce前水文剖面进行全局逆分析得出的热传输散度。转载自《海洋学进展》，第41页。点麦克唐纳,全球海洋环流:水文估计和区域分析，281-382,1998，得到Elsevier Science的许可。
可能表明某个部分的问题是局部局限的。然而，在大西洋中，在远离北纬11°的地方存在垂直交换，其量级逐渐减小，因此可能是某个位置的问题影响了远离初始位置的最终环流。麦当劳全球环流的另一个重大问题是印度洋中寒冷的深水大量转化为温暖的上层水，现在认为这与二氧化硅守恒不相容。尽管有这些问题，麦克唐纳的全球流通解决方案提出了一套一致的海洋热传输这些估计相当接近于(并且在麦克唐纳估计的误差范围内)基于对各个部分的分析对整个大西洋海洋热传输的仔细估计。
6.1.5讨论
对海洋热传输的直接估计是有价值的建立基线在海气通量气候学方面，评估海洋热输送的剩余估计，以及评估海洋和大气-海洋耦合环流模式。此外，如果我们要评估海洋环流和热传输在不断变化的气候条件下如何被改变，就必须了解海洋热传输的机制。raybet雷竞技最新
6.1.5.1海洋热输送的直接和间接估算比较
da Silva等人(1994)和Josey等人(1999)都比较了他们的海气通量气候学所暗示的海洋热传输与直接估算值。da Silva等人实际上限制了他们的通量气候学，使其在24°N和大西洋赤道的隐含热传输与这些纬度的海洋热传输的直接估计相匹配。Josey等人比较了他们的净海气热交换与经向海洋热输送在太平洋各区域的发散
他们认为直接估计是可靠的。虽然他们的空气-海洋热交换通常表现出比散度估计更多的海洋热增益，但他们认为这种差异在散度的预期不确定性范围内，除了西部边界流区域，那里可能有来自海洋的强烈热损失，而这没有反映在气候通量中。
对于海洋热传输的剩余估计，Trenberth和Solomon(1994)和Keith(1995)都表明，他们对海洋热传输的剩余估计，在掩盖了大陆之后，与直接估计是合理一致的。然而，重要的是要指出，大气的总和能源运输这种海洋热传输的残余估计仍然比由于大气-陆地交换而导致的大气顶部辐射平衡所要求的少约1 PW。这种缺陷最终是大气环流还是海洋环流的问题，这仍然是残差法的基本问题。
6.1.5.2模拟海洋热传输
海洋总环流模型中的热通量通常与海洋热传输的直接估计进行检验(Bryan, 1982年)。在大西洋，跨24°N的模式热传输与直接估计相比较小，通常是模式规模不足或太浅的经向翻转的症状(Boning等，1996)。在太平洋，跨越24°N的小型模式热传输是模拟黑潮时出现问题的一个症状(Wilkin et al.， 1995)。将模式热传输与确定的海洋热传输的直接估计进行比较，已成为海洋和大气-海洋耦合环流模式有效性的基本第一个考验。
随着模型的改进，出现了一个问题，即一个正确模拟了几个纬度的海洋热传输的模型是否可以依赖于确定其他位置的海洋热传输。这是个很难回答的问题。在短时间尺度上，海洋模式几乎是用于初始化模式的气候数据的全球或盆地尺度反演。由于海洋气候学在基础数据覆盖范围中水平稀疏，在气候学中可能不存在诸如深西部边界流等精细特征，经验表明，如果没有显著的环流特征，对数据集进行反演可能会导致结果的偏差(Marotzke和Wunsch, 1993)。在这一阶段，必须严格地将模式环流和热输运与观测到的环流和热输运进行比较。
在几十年的中间时间尺度上，海洋模式正在缓慢地将初始环流调整为迫使该模式的海气通量。模式热输散平衡海气通量的程度成为模式平衡的重要指标。任何不平衡都意味着模型环流正在漂移到与初始或观测到的环流不同的状态。在这个中间阶段，需要考虑三种形式的海洋热传输:与模式环流相关的热传输;与模型海气交换相关的热输运;热输运与模型热含量的漂移有关。漂移是模式环流与模式海气强迫一致性的度量，可以作为模式热输运不确定性的度量之一。这种考虑的一个例子是Saunders等人(1999年)在全球海洋模式OCCAM中对太平洋热通量的分析，其中有效表面通量是通过对观测到的表面温度和盐度的松弛来确定的。在OCCAM中，太平洋上空的模式热传输发散与Large等人(1997)的海气通量和全球平均模式热含量漂移的气候估计大致一致。这种一致性可被认为意味着模式环流和海气强迫或通量气候学的质量。 Nevertheless, careful comparison with observed circulation and heat transports are still required. For OCCAM, the model heat transports are found to be smaller than the direct estimates of ocean heat transport across 10°N and 24°N in the Pacific, and the reason may be smaller-than-normal wind stresses in the tropics due to the model's use of winds during an El Niño year. Thus, even when a model is near equilibrium, model heat transports should be compared with the observed ocean circulation and heat transport to verify that the air-sea forcing is realistic.
海洋-大气耦合模型通常需要通量调整，以防止海洋(或大气)迅速偏离其观测状态(Wood和Bryan，第2.3章)。在通量调节下，一定量的热量(或淡水)从海洋中带走，但不进入大气。这种通量调整的大小可以用来表示海洋热输运的模型误差;在早期耦合模型运行中，它相当大(Manabe et al.， 1992)。然而，最近，耦合模型已经运行国家大气研究中心并由哈德利中心进行了数百年的通量调整(Boville和Gent, 1998;Gordon等人，1998b)和海洋和大气模型并没有从它们的初始状态漂移太远。Boville和Gent表明，这样的耦合模式之所以能够在没有实质性漂移的情况下运行，是因为海洋分量中的海洋热输运与大气分量所需的海洋热输运在量级和纬度结构上非常相似。Hadley中心耦合模型的海洋热传输与Macdonald(1998)的全球综合估计(表6.1.2)大体一致，这种耦合模型最终可能有助于改进我们对海洋热传输的估计。然而，我们再次建议仔细比较模式中的海气热交换和全球通量气候学，比较模式中的海洋热传输和海洋热传输的直接估计，以及评估模式热含量中的(区域)漂移，以批判性地评估这样一个耦合模式。
6.1.5.3海洋热输运机制
对于海洋学家来说，传统上是根据各种水团的运输来讨论海洋环流，就像我们上面用AABW、NADW和AAIW来讨论大西洋深层环流一样。事实上，这些水团的精确定义因剖面而异，水团特征和输运的空间变化提供了关于内部海洋混合和流平流量的信息。施佩尔等人(1996)对大西洋45°S、11°S、11°N、14°N和24°N断面的水团密度边界采用了一致的定义，对大西洋45°S到24°N的AAIW、NADW和AABW持续循环所需要的跨越水团边界的大量交换和混合感到惊讶。因此，从水团分析的角度来看，必须对每个水团的平流和混合进行分类，然后才能考虑最终的循环。
然而，对于海洋热传输，水团的净经向平流通常是最重要的因素，因为混合引起的水团特征的微小变化对盆地尺度上的热传输贡献不大。然后，循环和热传输的分析可以集中在一组由等旋层分隔的层中的净流上(例如，Robbins和Toole, 1997)。这样的分析自然地强调了盆地尺度环流的垂直经向翻转方面，因为任何单一密度层内的漩涡或环流尺度环流对热传输的贡献很小，因为沿着每个密度面的温度只表现出很小的变化(由盐度补偿)。因此，在密度坐标中的分析有效地只看到在密度类中定义的经向翻转。
然而，海洋环流通常是由风驱动的环流循环以及热盐驱动的垂直经向翻转。如上所述，大西洋环流和热输送主要受经向翻转的影响。北太平洋形成了对比，其副热带环流呈现出一种环流，其中温水沿着西部边界在黑潮中向北流动，热量流失到大气中，然后以较低的温度在太平洋中部和东部向南回流(Bryden et al.， 1991)。人们很自然地把这种向北的热量输送过程描述为由风驱动的水平环流。然而，在密度分析中，温暖的、密度较小的水转变为更冷的、密度更大的水，所以这个过程也变成了密度的颠覆。
为了保持水平环流和垂直经向翻转机制之间的区别，我们倾向于将海洋热传输的计算分为水平分量和垂直分量，如下所示。对于跨洋纬向剖面，将子午速度v和位温©分离为三个分量:
•section平均值
•纬向平均斜压值
•偏离纬向平均值v'(x, z)和©'(x, z)
v, v = < > + v < > (z) + v”(x, z)和 ©=<©> + <©>( z) +©' (x, z)
地转热传输可以分解为三个相应的组成部分:
1正压分量，pCp
2斜压热传输，jpCp
3水平热传输，jdzjdxpCp v'©'
由于大尺度的环流和小尺度的涡。
对于某些断面，例如大西洋和太平洋中跨越24°N的断面，那里存在强烈的、受限的西部边界流，可以方便地分离大洋中和西部边界对每个正压、斜压和水平分量的贡献(Bryden, 1993);但这里我们强调整个跨洋部分的分解。在有时间序列数据的情况下，水平热输运可进一步分为随时间变化的涡流分量和时间平均的稳定环流分量。即使对于单个截面，通过定义不同空间尺度对水平热传输的贡献，v'©'，贡献，水平热传输也可以分为涡旋和环流分量。这些组件本质上与Bryan(1982)推荐的组件相同。我们在这里重复它们，因为它不同于Hall和Bryden(1982)使用的斜压分量和正压分量的分解。尽管Hall和Bryden分解对于计算海洋热传输仍然同样有效，但我们不再发现这种分解对于理解海洋热传输机制有用。
风驱动的埃克曼分量既可以作为与地表温度相关的单独的正压分量，也可以作为斜压热传输的一部分，其中地表流是地转流和风驱动贡献的总和。因为埃克曼输送斜压热输运与风驱动环流有关，而斜压热输运往往与温盐环流有关，人们可能更愿意将埃克曼输运视为一个单独的正压分量。接下来的问题是确定与埃克曼传输相关的温度(和其他性质):它是地表温度还是上方50米的某种加权平均温度?在WOCE期间，正在进行的声学多普勒电流剖面仪(ADCP)几乎在每个水文剖面上都进行了常规的电流测量。所得的上层洋流剖面可用于分离风驱动的地转速度剖面埃克曼层(例如Chereskin et al.， 1997)，从而定义了与Ekman输运相关的温度。
除了分离水平环流和垂直翻转贡献外，这种分解的另一个优点是斜压热输运和水平热输运根据定义都保存了质量，因此直接促进了海洋热输运总量。只有正压分量包含净质量输送;因此，在结束质量预算时，只需要考虑这个正压分量，以及进入或离开一个封闭区域的其他质量传输，以最终估计该区域的海洋热传输收敛。对于印度洋或太平洋，这意味着即使不知道印尼通流的大小，我们也可以估计水平和经向翻转环流的贡献。通过气流对太平洋和印度洋热平衡的影响可以通过考虑正压分量及其在盆地上的补偿来估计。
我们建议在分析wce剖面或其热传输数值模型时，将海洋热传输分为斜压、水平和正压分量。在密度坐标中考虑循环通常也是有帮助的。关键是要了解海洋环流。仅仅计算热输运是不够的。必须了解海洋热传输的机制，上述分离是一种定量的方法，用于比较海洋盆地之间以及观测到的和模拟的盆地尺度海洋环流之间的海洋热传输机制。
6.1.6挑战
利用WOCE数据集来确定每个海洋盆地的环流和热量输送显然是未来几年的主要挑战。虽然大西洋环流和热输送无疑将从持续的分析中得到完善，但太平洋和印度洋环流是发展我们对全球海洋环流和海洋热输送的理解的主要挑战。我们知道，大约15西沃特的寒冷深水从南大西洋进入南大洋;在印度洋、太平洋或南大洋的某个地方，这些海水一定会上升并变暖，然后再返回通过大西洋向北流动。对于深海的上升流和变暖有两种常见的猜想:温水路径认为，热带和赤道的太平洋和印度洋的深水上升流，然后被海水带回到大西洋阿古拉斯海流环绕南部非洲(Gordon, 1986);冷水路径理论认为，深海在南极周围向上流动，然后在南极绕极流中向东流动时变暖，穿过德雷克通道，然后向北进入大西洋(Rintoul, 1991)。很明显，深水的上涌和它们的变暖不一定同时发生。
暖水路径对太平洋和印度热带地区冷水的变暖起着至关重要的作用，因此意味着海洋从大气中获得了相当大的热量，并且在大约32°S的太平洋-印度洋联合南部边界有相当大的向南的海洋热输送。确定循环与相关经向热传输跨越32°S的太平洋和印度洋将严格检验温水通道猜想。如上所示，几乎没有证据表明赤道有很深的上升流
太平洋的深水和浅水循环似乎是分开和独立的，目前对赤道印度洋12 Sv上升流的估计仍然存在争议，因为必须伴随着这种上升流的大型混合过程还没有被测量和理解。
冷水路径认为南大洋对上升流的变暖起着至关重要的作用，而印度和太平洋赤道地区则起着较小的作用。虽然很难相信南大洋的南极环极区域能从大气中获得大量热量(Trenberth和Solomon, 1994年)，但da Silva等人(1994年)调整后的海气通量气候学确实包括了在南纬45°以南地区大量的海洋热量增加。考虑到这种极地和亚极地的热增益，冷水路径的验证可能需要一个协调一致的方案，即在不适宜居住的南大洋区域对海气通量进行浮标测量。然而，如果发现太平洋和印度洋的深、浅层环流是独立的，因此实际上没有太平洋和印度洋向极地的热输送，那么间接地确定太平洋和印度洋32°S的环流和热输送可以帮助验证冷水通道。
因此，主要的挑战是量化太平洋和印度洋的环流和热传输，特别是跨越它们的南部边界。WOCE测量包括横跨太平洋和印度洋南部边界的部分，太平洋32°S和印度20°S深度西部边界流的时间序列测量，以及东澳大利亚流30°S和海鸥流31°S西部边界的时间序列测量。沿着每一段，船上的ADCP监测了上层洋流，并在整个水柱中测量了营养物质和生物地球化学示踪剂。此外，还有来自TOPEX/POSEIDON测高卫星的长时间序列的海面高度，约1000米深的水下浮子测量，以及表面漂浮物测量。公海水文测量的经典分析集中于确定一个零速度表面地转速度运输估计是基于温度分布盐度、氧气和营养物质。在
WOCE，有来自海面高度的参考水平速度、正在进行的ADCP、漂浮物和浮子轨迹以及多种地球化学示踪剂分布的额外信息。最重要的是，对于印度和太平洋的南部边界，有对西部边界流的测量，这些测量在过去已被证明对限制海洋中地转计算并最终估计海洋热传输至关重要。
虽然印度和太平洋边界流的测量还没有完全分析，但在分析太平洋30°N的热输送方面已经取得了很大进展，使用了西部边界流的时间序列测量和跨洋剖面的组合。因此，我们总结了最近的分析，总结了关于海洋热传输的这一章，以展示在WOCE期间进行的不同测量相结合以确定盆地尺度环流和热传输的潜力。
WOCE期间最全面的一套西部边界电流测量是由日本科学家完成的，他们从1993年10月至1995年11月在日本南部的黑潮地区的9个系泊处部署了33个电流计(Imawaki et al.， 1997.2000a)。在为期2年的密集观测期间，羽角黑潮附属测量组(ASUKA)沿着系泊线进行了多次水文测量。黑潮的速度场是利用重复水文测量资料，参考在中深度和深海观测到的速度，通过地转计算确定的。然后根据这些绝对地转速度和水文数据估计日本海岸到北纬30°之间黑潮的质量和温度传输。最完整的调查包括在密集调查期间的第一年在整个黑潮范围内收集的四组全深度水文数据，当时从系泊水流计中恢复了几乎全部的数据。这四次调查的交通结果见表6.1.3 (H. Uchida，个人通讯)。
飞鸟线特意沿着TOPEX/POSEIDON卫星轨道设置，以便首次尝试对黑潮进行长期监测。一个实验的程序利用TOPEX/POSEIDON测高数据估计黑潮10天质量和温度传输的时间序列，并在测量传输与黑潮海面高度差异之间发现相关性(Ichikawa et al.， 1999;Imawaki等人，2000a)。估计的3年平均质量输运和温度输运分别为63 x 109kgs_1和3.50PW，非常接近表6.1.3所示的平均值。与该纬度气候平均风应力场估算的Sverdrup输运相比，黑潮的年平均输运相当大;但观测到的黑潮传输的季节周期远小于线性Sverdrup理论使用观测到的风所预测的(Imawaki et al.， 2000b)。
为了估计黑潮所监测的北纬30°的经向热传输，1993年10月至1994年1月期间，三艘日本船只(研究船Shoyo、Bosei-maru和Kaiyo-maru)沿北纬30°进行了跨太平洋水文测量(Fukasawa et al.， 2000)。为了估计热传输，用
月 |
大众运输(109公斤-1) |
温度传输(PW) |
平均位温(℃) |
1994年1月 |
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