热、淡水和动量的海气通量

西蒙·a·乔西

概述了海气热通量、淡水通量和动量通量，重点介绍了确定这些通量的方法及其在更广泛的气候系统中所起的作用。raybet雷竞技最新详细描述了用于确定各种热通量组分和风应力(相当于动量通量)的方程，以及由此产生的全局场的主要空间特征。随后概述了目前可用的通量数据集，包括现场、遥感、大气再分析和混合产品。探讨了评价这些数据集的方法，包括使用海气通量参考点来区分不同领域的最新发展。然后讨论了将地表通量置于全球气候背景下的几个主题，包括raybet雷竞技最新海洋热收支闭合问题，与气候变化相关的地表通量raybet雷竞技最新趋势和高纬度极端热通量的影响。最后，提出了一些突出的挑战，包括需要更好地了解南大洋的海洋-大气相互作用，以及利用综合表面密度通量估计南大洋变率的潜力大西洋经向翻转环流．

6.1介绍

海洋和大气之间的热量、淡水和动量的交换起着重要的作用关键的角色在全球气候系统中。raybet雷竞技最新在热带地区，向海洋净输入的热量随后被输送到中高纬度地区并释放回大气，从而改变了下游陆地的气候(例如，Rhines等人，2008年)。raybet雷竞技最新在几个高纬度地点，强烈的冬季热损失(以及与冰形成相关的净蒸发和盐水排斥的影响)推动了深层对流和致密水的形成，为全球翻转环流提供了深层分支。风对海洋的压力

英国南安普顿国家海洋学中心(电子邮件保护)

A.席勒、G. B.布拉辛顿主编，操作海洋学在21世纪，155

DOI 10.1007/978-94-007-0332-2_6，©施普林格Science+Business Media B.V. 2011

相当于动量交换，是循环的另一个主要驱动力，和区域风通过上升流对水团的预处理，强迫在致密水的形成中也起着关键作用。淡水通量(蒸发-降水)对海面盐度场有重要影响，盐度场在很大程度上反映了海面净蒸发的格局。

尽管它们在气候系统中发挥着重要作用，但我们对海洋-大气相互作用的raybet雷竞技最新许多方面的知识水平仍然处于基本水平。由于许多区域缺乏观测资料，制定这些通量全球数据集的努力受到严重阻碍。从历史上看，主要数据来源是商船气象报告，这些报告往往沿着主要航线航行，使大片海域，特别是南大洋的采样极其不足。随着卫星观测的出现，一些通量相关变量(海面温度、风速)的情况有所改善，但这些仅在过去20年可用，目前还不能对地表热预算中的所有项提供可靠的估计。

人们普遍预计人为气候变化将导raybet雷竞技最新致热量和淡水通量的变化全球变暖的结果加强水文循环。有令人信服的证据表明，全球海洋热含量已经增加(例如Levitus等人，2009年)，这意味着全球平均海洋净热增加。但是，预期的变化很小，只有0.5 W m-2左右。考虑到目前可用的热通量数据集的准确性，这个信号太小而无法检测到，这种情况在不久的将来不太可能改变。水循环的加强将影响淡水的海洋-大气交换，并可能在海洋中留下印记海洋盐度．由于在获得可靠的降水测量数据方面存在问题，淡水通量数据集的不确定性比热通量数据集的不确定性大，同样难以在这一变量中检测人为气候变化。raybet雷竞技最新然而，有一些证据表明，水循环的变化改变了海洋盐度，因为它是地表淡水交换变化的积分器(Stott et al. 2008)。

在这篇论文中，我对海洋-大气相互作用的研究现状进行了简要的概述。海空通量工作组在1990年代末对海空交换的所有方面进行了全面审查，这仍然是建议有兴趣的读者查阅的主要资料。一个进一步有价值的参考点，从的角度海洋观测系统是为2009年海洋研讨会准备的海气通量全体白皮书(Gulev等，2009年)。在理解海洋-大气相互作用方面的进展，面对一个基本的采样问题和基础物理的重要元素的不确定性，是广泛的国际研究界致力于努力的结果。我试图从个人角度总结这里的一些关键结果，这些结果源于我自己的研究，开发和分析基于现场观测的领域，以及最近使用耦合模型研究通量的更广泛作用。我开始了我的研究生涯，研究一种非常不同的表面通量，原始气体(主要是中性氢)流入螺旋星系圆盘上的通量的影响(Josey and Tayler 1991;Josey和Arimoto 1992)。这提出了一套非常不同的研究问题，但提供了一个有趣的另一种观点，表面交换对系统的影响。我认为自己很幸运，最初在这一领域工作，后来又研究了地表通量在全球气候系统中同样引人注目、可以说更重要的作用。raybet雷竞技最新

在此介绍之后，第6.2节将概述用于估计地表通量的公式，第6.3节将概述不同的通量数据集。然后在6.4节中考虑通量评估方法。第6.5节讨论了与地表通量在全球气候系统中的作用有关的几个问题，而最后的第6.6节强调了几个悬而未决的问题和海气交换的潜在未来应用，特raybet雷竞技最新别是在海洋翻转环流的变率估计方面。

6.2表面通量理论

6.2.1通量分量和空间变化

净海气热通量是四个组成部分的和:2湍流热通量条款(潜热与感热通量)和两个辐射项短波和长波通量)。这些数据连同来自全球平衡的空气-海洋热通量数据集的全球平均值(Grist和Josey 2003年)在图6.1中简要显示。

图6.1用平衡通量数据集关键项的全球年平均值表示海气换热的不同成分示意图(Grist和Josey 2003)

NOC1.1a潜热通量

80 40 0

80年40

80 40 0

图6.2不同热通量分量和净热通量的气候年平均场。(资料来源:国家海洋学中心1.1a (NOCl.la)通量气候学，W m-2单元，Grist和Josey 2003年)

NOC1.1a潜热通量

200	80
One hundred.	40
0	0
-100年	-40年
-200年
200	80
One hundred.	40
0	0
-100年	-40年
-200年
200
One hundred.
0
-100年
-200年

S. a .乔西NOCl显热通量

100 200

200 100 0

各组分和净热通量的气候年平均场如图6.2所示。符号惯例是用正通量表示海洋增加的热量。对于湍流热通量分量(即感和潜项)，损失最强的区域是墨西哥湾流和黑潮上空，潜热损失约为200 W m-2。潜热损失增强也出现在东南印度洋信风是尤其强烈。感热通量通常比潜热通量小得多，最强烈的损失发生在邻近陆地的冷空气平流到海洋的地区，特别是拉布拉多海和挪威海。

净长波通量的全球变化相对较小，典型值在30 ~ 70 W m-2之间。然而，在这个范围内，有一定程度的结构反映了海洋-空气温差、云量和水蒸气量之间的平衡。最显著的特点是减少了波段下的长波损失热带辐合带(ITCZ)。相比之下，短波场主要由平均太阳高程决定的经向变化，峰值约为200 W m-2。这种变化的主要偏离发生在云覆盖增加的地区，如ITCZ。最后，净热通量场被短波和潜热通量的贡献所主导，短波驱动的热带海洋热增加和潜热驱动的西部边界流地区海洋热损失。控制这些交换条件的过程和估计它们的方法将在下面讨论，要获得更详细的回顾，请参阅WGASF(2000)。

6.2.2湍流通量体公式

潜热通量和感热通量与近地表风速与海温的乘积成正比空气湿度和海气温差。然而，在某些条件下，这些关系的详细形式仍然知之甚少，特别是在高风速这为这些通量的估计提供了一个重要的不确定性来源。

的感潜热通量QH和QE通常使用以下体积公式确定:

式中，p为空气密度;Cp，空气在恒压下的比热容;L，蒸发潜热;感热和潜热的稳定性和高度依赖传递系数Ch和Ce;U，风速;Ts，海表温度;塔，地表空气温度用修正为绝热递减率， y, z，测量空气温度的高度;Qs是考虑海水盐度的海面温度下饱和比湿度的98%，qa是大气比湿度。在过去的几十年里，通过直接通量测量，特别是通过涡相关法，进行了大量的研究，以准确确定传递系数的值及其对风速和近地表稳定性的函数依赖性。这项工作导致了COARE通量算法的发展(Fairall et al. 2003)，该算法大大降低了传递系数值的不确定性，尽管在几个领域仍然存在问题，特别是在高风速状态和包括海喷的影响方面。

6.2.3辐射通量参数化

短波通量主要是太阳高度和云量的函数，另外还依赖于海洋反照率．的长波红外()通量是大的区别下降和上升分别来自海洋和大气，除云量外，还取决于海面温度、空气温度和湿度。长波和短波通量分量是多年来使用广泛的经验公式确定的

(例如Clark et al. 1974;Bignami等，1995;Josey et al. 2003)。通过与若干次巡航期间在海上进行的辐射计测量进行比较，评估了净长波通量的几个体公式参数化的性能(Josey等人，1997年)。最近，Josey等人(2003年)对Clark等人(1974年)和Bignami等人(1995年)的公式进行了详细评估，使用的是在北大西洋20°W、20°N、20-63°N的长经向研究巡航上的测量结果。这一分析利用了最近在理解用于测量长波通量的测热仪的各种偏差方面取得的进展(Pascal和Josey 2000年)。

没有发现这两个公式都不能对整个纬度范围内的大气长波通量提供可靠的估计。Clark公式将巡航平均长波通量341.1 W m-2高估了11.7 W m-2，而Bignami低估了12.1 W m-2。Josey等人(2003)提出了一种替代公式，该公式表示了云量和其他相关参数对大气长波的综合影响，并对测量的空气温度进行了调整。通过海洋-大气界面的净长波通量QL为:

其中QLS为海面发射的长波辐射，QLA为down-welling而系数(1-aL)，其中aL为长波反射率，考虑了海面反射的下行辐射的分量。他们用一个有效黑体温度TEff来描述向下的长波辐射，这样，

oSB在哪里玻尔兹曼常数(5.67x 10-8 W m-2 K-4)。考虑到观测到的变量是Ta而不是TEff，他们将TEff写成Ta和温度调整的和，ATa，其中包括云量的影响，大气湿度还有一些未知的长波下落的变量，比如，

Qla = o$B(Ta + ATa)4 (6.5)

因此，ATa是测量到的空气温度与发射a的黑体的有效温度之间的差辐射通量相当于大气长波。获得QLA可靠估计的问题就变成了一个参数化ATa对云量、蒸汽压和任何其他相关变量的依赖关系的问题。对空气温度进行必要的调整，以获得辐射通量与大气辐射通量相等的黑体的有效温度。仅根据总云量对温度调整进行简单参数化，可得到净长波通量公式，该公式相对于巡航测量的平均偏置误差为-1.3 W m-2。

新公式在某些情况下仍然表现出明显的偏差，特别是在高纬度地区的阴天、低云基条件下。但是，通过modify-

图6.3用式(6.6)估计的净长波通量的大气成分与在北大西洋进行研究巡航时所作测量的比较。(Josey et al.(2003)数据的修改版本，版权归美国地球物理联合会所有)

图6.3用式(6.6)估计的净长波通量的大气成分与在北大西洋进行研究巡航时所作测量的比较。(Josey et al.(2003)数据的修改版本，版权归美国地球物理联合会所有)

250 300 350

测量长波，W m-2

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测量长波，W m-2

如果将该公式包括对露点降低的依赖关系，则在整个观测范围内，测量的平均长波和估计的平均长波之间可以获得良好的一致性，平均偏差误差减小到0.2 W m-2(见图6.3)。得到的长波净通量公式如下:

Ql = sbT -(1 -«L) ffSB {Ta + an2 + c bn + + 0.84 (D + 4.01)} 4 (6.6)

式中，s为海面发射率，取0.98,aL = 0.045, n为分数云量。a, b和c是经验常数，D是露点下降，D=TDew - Ta，其中TDew是表面层空气的露点温度(即达到饱和的温度)。在最近的两次巡航中进行的独立测量对新公式进行了测试，发现其表现良好，在中高纬度地区的平均温度在2w m-2以内。

相比之下，可用于个别船舶气象报告的感、潜和长波通量公式，广泛使用的净短波通量公式通常提供月平均值。下面Reed(1977)的公式提供了月平均短波净通量，

QSW = (1 - a)Qc[1 - 0.62 n + 0.0019 On] (6.7)

其中a为反照率，Qc为晴空太阳辐射，n为月平均云量分数，0 n为月平均当地中午太阳高度。Gil-man和Garrett(1994)指出，在低云量条件下，如果0N足够大，Reed公式对平均入射短波的估计可能会大于晴空值。并建议将入射短波限制为小于或等于Qc。

最后，净热流，QNet，是由四个独立成分的和给出的，

QE为潜热通量;QH，感热通量;QL是长波通量QSW是短波通量。

6.2.4风应力

海面风应力的纬向分量tx和经向分量xy的估计值通常由下列公式获得:

继续阅读:弗里曼特尔记录中的沿海潮汐计观测动态过程

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