y = y =

最后更新于2023年1月16日星期一|海洋学

其中ux和uy是纬向分量和经向分量风速CD是阻力系数，它取决于风的测量高度和大气稳定性以及波动特性(例如Smith 1988;Taylor and Yelland 2001)。

使用这些公式和船舶气象报告对风应力进行的气候学分析已在一些研究中进行(例如Hellerman和Rosenstein 1983;哈里森1989;Josey et al. 2002)。最近出现了各种卫星产品，这些产品避免了船舶观测固有的采样问题，但仅限于过去十年左右，例如QuikSCAT (http://winds.jpl.nasa.gov/)．

来自NOC1.1通量数据集的气候年平均风应力场如图6.4所示。该图揭示了与副热带和次极地环流、ITCZ和强带有关的模式西风风南方应力

80 70 60 50 40 30

经度

图6.4气候年平均风应力，来源NOC1.1气候学，单位N m-2, Josey等，2002。颜色表示风应力矢量的大小。(Josey et al.(2002)数据的修改版本，版权由美国气象学会所有)

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经度

海洋。风应力场的曲率是局部的度量上升流和下升流它在给定纬度的积分提供了通过Sverdrup输送的风驱动环流强度的测量(关于这些场的进一步讨论，参考NOC1.1气候学，见Josey等人，2002年)。

6.2.5淡水通量

空气-海洋淡水通量只是海洋表面蒸发损失与海洋从大气中获得降水之间的差值，通常写为E-P(即蒸发-降水)。它与净热通量由于蒸发项对应于上面讨论的净换热的潜热通量分量。蒸发量的估计可从船舶通量数据集、大气模式再分析和卫星测量得到。各种降水产品可从卫星(Gulev et al. 2009)获得，例如全球降水气候学项目版本2 (GPCPv2, Adler et al. 2003)的结果。然而，在各种产物之间存在着显著的区域差异，因此，降水是最不确定的地表交换场。大气模式再分析也提供了降水，但这里必须小心，因为在一些地区已经观察到非物理趋势，特别是欧洲中期天气预报中心(ECMWF)对热带地区的再分析。在海上很难直接测量降水(Weller等人，2008年)，但可以根据自愿观测船气象报告中的当前天气代码进行估计(通过对岛屿站降雨测量的有限历史校准)，并包括在NOC1.1通量数据集中(Josey等人，1999年)。然而，在这种方法能够可靠地用于气候研究之前，还需要进一步的工作。raybet雷竞技最新

6.2.6密度通量

净热通量和蒸发对表层水浮力的综合影响可以用密度通量表示。进入海洋表面的总密度通量Fp由以下方程给出:

Fp = -p(a^ - ßS E~ N) (6.10)

其中P是水的密度在海面上;Cp，水的比热容;S为海面盐度，a和p为热膨胀系数和盐收缩系数，定义如下:

密度通量通常分为热、FT和盐、FS，贡献定义如下:

在那里,

T cP’PP (1 - S/1000)

来自海洋的热损失(QNet < 0)和净蒸发(E > P)分别导致FT和FS的正值和近表层密度的增加。热项通常主导密度通量，而盐项只起次要作用(例如Josey 2003;Grist et al. 2007)，除了高纬度地区。

6.3海气通量数据集

关于海气通量的三个主要信息来源是地表气象报告(主要来自于自愿观测船)、卫星观测和大气模式再分析，这些模式吸收了不同类型的数据。所有三个来源都已与体积公式(公式6.1和6.2)一起使用来估计潜热与感热在表面气象学知识的基础上研究通量。的辐射fluxeS可以由前一节所述类型的经验公式或由辐射传递模型确定。

在过去的四十年中，已经开发了许多海气通量数据集。例如，开拓性的努力地堡(1976)依赖于商船气象报告，而近年来，卫星观测和数值天气预报模型的输出已经在新的混合产品中结合起来(例如Yu和Weller, 2007)。第一批通量数据集包括气候学月场，包括热量、动量和淡水通量的全部集或子集，通常基于数十年的观测。在20世纪90年代，一些分析工作继续侧重于产生气候场和解决具体的科学问题——主要是实现全球的闭合海洋热收支-此外还提供了气候学所依据的个别月场(da Silva et al. 1994;Josey et al. 1998)。近年来，气候场已经退居次要地位，一些新的通量产品包含日时尺度和月时尺度的场。这一趋势部分是由于大气再分析可能具有的高时间分辨率，以及需要在海洋模式运行的强迫场中包括高频变率。对用于产生通量数据集的各种方法的全面调查和底层观测系统的细节超出了本文的范围。相反，本文概述了通量数据集的主要类别，感兴趣的读者可参阅WGASF(2000)和Gulev等人(2009)了解更多细节。

6.3.1现场观测场

多年来，关于海气通量的唯一信息来源是在自愿观测船(VOS)计划下收集的常规商船气象报告，并经整理形成海洋-大气综合数据集(COADS, Woodruff等人，1987年)，该数据集现已成为国际COADS (Worley等人，2005年，2009年)。各种地表热通量成分的估估值可以从个别地表气象报告中获得，也可以从风速等关键变量的月平均值中获得(尽管这有可能导致偏差，因为忽略了不同变量之间的相关性，Josey等人，1995年)，使用的是第6.2节中讨论的类型公式。结果的通量估计，然后结合使用各种平均和插值技术，形成网格场。使用这种方法开发的两个广泛使用的通量产品是da Silva等人(1994)的UWM/COADS数据集和国家海洋中心1.1 (NOC1.1)通量数据集(Josey等人，1998.1999 -以前称为南安普顿海洋中心(SOC)通量气候学)，最近使用最优插值(NOC2, Berry和Kent 2009)进行了修订，以包括误差估计(Kent和Berry 2005)。

基于船舶的通量数据集的主要问题是气象报告的分布不均匀，这些报告严重集中在主要航线沿线，导致在许多地区(包括南半球的大部分地区)对所需领域的采样严重不足(例如，见Josey等人1999年的图6.2)。这可能在海洋热预算关闭问题中发挥了重要作用，该问题在一定程度上影响了迄今产生的所有通量数据集，并表现为20-30 W m-2的全球平均海洋净热增加，而实际上，在十年和更长的时间尺度上，预算应该关闭到1 W m-2。我们将在第6.5.1节回到这个问题，但请注意，通过应用逆分析技术和水文观测，几个通量数据集已经实现了闭合海洋热传输作为约束条件(例如Grist和Josey(2003)中描述的NOC1.1a场，这是原始NOC1.1气候学的调整、全球平衡版本)。

船舶通量的另一个问题是根据VOS方案进行常规气象测量(例如空气温度、比湿度)所使用的仪器类型不同。每种传感器类型都有自己的误差特征，需要确定这些特征，以便在确定通量之前纠正偏差(例如Josey等人，1999年)。最近一项旨在减少这些误差的发展是由Taylor等人(2001)最初提出的VOS气候项目(VOSCLIM)。raybet雷竞技最新该项目的目标之一是提供高质量的VOS数据子集，可用于更好地校准整个VOS舰队。另一项倡议是船上自动气象和海洋学系统(SAMOS, Smith et al. 2010)，旨在从研究船上收集高质量的气象和通量测量数据，并将其作为一种资源，用于更好地确定VOS测量数据和其他通量产品(例如重新分析)的偏差。SAMOS专注于从

但美国的研究提供了一个例子，如果在国际上应用，将创造出更有价值的资源。

6.3.2远程感知通量

遥感现在能够提供对一些关键的海气通量项的观测，与基本上覆盖全球的船舶估算相比具有重大优势。然而，由于还不可能直接从太空可靠地测量近地表的空气温度和湿度，卫星估算受到了影响。必须使用间接技术来代替，这导致了不确定性的主要来源湍流热通量这些术语严重依赖于海-空气温度和湿度差。辐射通量项的估计值可从各种来源获得，最近的估计值来自中分辨率成像光谱辐射计(MODIS，例如Pinker等人，2009年)，并已与间接估计值相结合湍流通量形成净热通量产物;最近的一个例子是来自卫星数据版本3的汉堡海洋-大气参数和通量(HOAPS3, Andersson等，2010年)。然而，由于在确定潜热通量和感热通量方面存在问题，这种净热通量领域仍然存在重大的不确定性。

相比之下，由于QuikSCAT的结果，风应力现在已经很好地确定了，尽管考虑到该任务可能即将结束，人们担心在不久的将来这种情况是否仍然存在。降水也已确定使用各种技术，包括红外测量云顶亮度温度作为降雨率的代理，以及被动微波测量。这些估计值在全球降水气候学项目(GPCP)下进行了合并，以形成对降雨的最佳估计值(CPCPv2, Adler等人，2003年)。然而，由于缺乏来自雨水传感器的高质量测量，以及测量的难度，对海洋上空的这些磁场进行验证具有挑战性(例如Weller et al. 2008)。因此，对试图估计空气-海洋淡水通量(E-P)产生连锁反应的降水场仍然存在重大的不确定性。

6.3.3大气模式再分析

数值天气预报模式吸收了广泛的观测资料，包括地面气象报告、探空仪剖面和遥感测量。近几十年来，这些模式有可能提供高分辨率(6小时)、全空间覆盖的一整套海气通量场。然而，它们当然依赖于模式物理，尽管在某种程度上受到同化观测的限制，但模式物理有可能产生很大的偏差，特别是在辐射通量场和降水方面(例如Trenberth等，2009年)。在几十年周期内运行的模型的固定版本通常被称为大气再分析-两个主要的产品是来自国家环境预测中心和国家大气研究中心(NCEP/NCAR)和ECMWF。

在重新分析中，湍流通量项由模式地面气象场重新估计短波和长波通量是由大气模式的辐射传输分量输出的。迄今为止，可用的重新分析都是在1.5-2°量级的相对粗糙的网格上进行的。不过，预计近期将进行更高分辨率的重新分析，这将首次吸收来自卫星的辐射亮度测量。人们希望这些新产品将包含比目前可用的更小的偏差(Trenberth et al. 2009)。

6.3.4其他Flux产品

除了上面描述的三个主要类型的通量数据集之外，通量字段还可从其他几种类型的产品中获得。这里的主要例子是客观分析的海气通量(OAFLUX)数据集(Yu和Weller 2007年)，该数据集在估计通量之前混合了再分析和卫星表面气象学领域，但仍然无法关闭全球海洋热预算。另一个结合再分析和卫星测量的产品是共同海洋参考实验(CORE)通量数据集(Large和Yeager 2009)，其设计目的是为海洋模式提供强迫场。这需要关闭海洋热预算，这是通过调整几个潜在的领域来实现的，尽管这些领域是合理的，但不是综合分析的结果。因此，该产品必须被视为闭包问题的可能解决方案，而不一定是正确的解决方案。

来自四种不同通量产品(包括OAFLUX)的北大西洋中纬度的气候学年平均海气净热通量场如图6.5所示。对每个数据集都观察到相同的大尺度模式，包括墨西哥湾流的强烈热损失和海洋热增加从西到东的转变。NCEP/NCAR场往往比考虑的其他3个数据集具有更强的热损失，部分原因是使用了传递系数格式，导致观测分析不支持的高值。NOC1.1、NOC2和OAFLUX在盆地零净热通量线的位置上都表现出相似的结果，这条线从西南向东北延伸。

表面通量也可从各种海洋综合工作中获得，即具有数据同化的海洋模型，如估算海洋环流和气候(ECCO)模型。raybet雷竞技最新这些通常是由NCEP或ECMWF再分析场所强迫的，然后作为同化过程的结果进行调整。对于ECCO模型，在一些地区，与独立测量结果的比较表明，得到的场可能比原始强迫数据有所改善(Stammer et al. 2004)。然而，不同的海洋模式综合之间仍然存在很大的分歧，尽管这种方法有一定的希望，但它还没有达到可以提供可靠的表面估计的阶段

NCEP / NCAR NOC1.1

- 80 - 60 -40 - 20 0 - 20 40 - 80 - 60 -40 - 20 0 - 20 40

NOC2 OAFLUX

- 80 - 60 -40 - 20 0 - 20 40 - 80 - 60 -40 - 20 0 - 20 40

NOC2 OAFLUX

- 80 - 60 - 40 - 20 0 - 20 40 - 80 - 60 - 40 - 20 0 - 20 40

图6.5 1984-2004年共同时期(a) NCEP/NCAR、(b) NOC1.1、(c) NOC2和(d) OAFLUX的年平均海气净热通量，单位W m-2。蓝色表示海洋热量流失到大气中，红色表示海洋热量增加

- 80 - 60 - 40 - 20 0 - 20 40 - 80 - 60 - 40 - 20 0 - 20 40

图6.5 1984-2004年共同时期(a) NCEP/NCAR、(b) NOC1.1、(c) NOC2和(d) OAFLUX的年平均海气净热通量，单位W m-2。蓝色表示海洋热量流失到大气中，红色表示海洋热量获得交换。最后，利用所谓的残差法，得到表面净热流为顶部残差大气heati吴恩达，由卫星测量，和大气的热量从再分析中得到的分歧(例如Trenberth和Caron 2001年)。这种方法有可能提供一个有价值的净热交换的补充估计(当然不是单个组件)。然而，这取决于大气再分析的准确性，如上所述，这需要改进。

每一类助焊剂产品都有自己的优点和缺点，不可能推荐一种最好的助焊剂产品;相反，通量数据集的选择必须以所要解决的科学问题为指导。

6.4地表通量评价方法

上述讨论在一定程度上说明了目前可供社会使用的各种不同的海气通量数据集。所有这些都在某种程度上受到空间和时间相关偏差的限制，因此，为了量化这些偏差并了解其原因，每个新的通量数据集都必须根据一系列独立测量进行适当评估。从历史上看，情况并非如此，部分原因是缺乏参考数据。这个问题已经被认识了一段时间，特别是Josey和Smith(2006)为响应CLIVAR全球综合和观察小组(GSOP)的建议，开发了一种评估空气-海洋热量、淡水和动量通量数据集的方法。小组认识到需要制定这种准则，以便促进对正在开发的许多新的通量数据集(特别是来自海洋再分析的数据集)进行一致评价和相互比较。该方法既利用通量浮标和研究船提供的研究质量数据(局部评价)，也利用大规模限制因素(区域和全球评价)。

为了澄清术语，Josey和Smith(2006)定义了两类主要的通量数据集。第一种由大规模的“网格通量数据集”(通常空间分辨率为1°，时间尺度为6小时至每月)组成，这些数据来自现场、模式或遥感源，或它们的某种组合。第二类数据集被称为“研究质量数据”，其中大多数是高时间分辨率的现场点测量(例如来自研究浮标/船只的辐射通量和气象变量)(通常以分钟为单位的时间尺度的平均值提供)。

综上所述，其重点评价点如下:

a.利用来自地面通量参考系泊设施和船只的相应研究质量数据，对特定网格位置的时间平均通量和气象变量进行局部评价。

b.用来自水文剖面的相应研究质量数据对网格通量产品海洋运输或最好是区域平均通量进行区域评价。

c.通过在观测约束内封闭适当的属性预算，对网格通量积面积加权平均通量进行全局评价。

他们注意到实施这一方法的若干困难，包括缺乏b点所需的热量和淡水传输的中央档案。目前这仍然是一个问题，建立这样一个档案对于通量评价研究是非常可取的。尽管存在这些问题，但这种方法在最近的研究中已在一定程度上被采用，特别是对于OAFlux和CORE产品(Yu和Weller 2007;Large and Yeager 2009)。利用通量参考浮标评估特定海气相互作用体系中的通量产品正变得越来越普遍，因为海洋站点方案促进了这种浮标在全球的分布(Send等人，2009年)。最近的一个例子是利用西北太平洋黑潮区域的两个系泊对基于J-OFURO2通量数据集的新卫星进行评估(Tomita等人，2010年)。

6.5全球气候系统中的地表通量raybet雷竞技最新

6.5.1隐含的海洋热传输和闭合问题

正如净热通量空间场(图6.2)所显示的那样，热带地区的热量增加超过热量损失，这要求海洋将能量从赤道输送到两极。这种纬度变化的证据是由从水文剖面对海洋热传输的直接估计提供的，这些数据是首次收集的大量数据，作为研究的一部分世界海洋环流实验(WOCE);图6.6中的交叉说明了这种变化。除了热输运的直接估计值外，间接估计值H^也可以通过对连续纬度带的净热通量QN进行积分而得到，该净热通量QN是从参考纬度yo开始的，该参考纬度yo有一个已知的热输运值Ho，来自水graphy，

9 o A2

9 Al，其中M和k2是经度在西部和东部的界限大陆边界分别是给定纬度带的。这个方程的一般形式包括一个解释海洋热量储存的项。然而，由于在几十年尺度上热量储存相对较小，因此可以将储存期设为零以计算隐含的气候输送。

采用这种方法，用大西洋、太平洋和全球海洋的一系列表面通量数据集获得的隐含海洋热传输如图6.6所示。尽管数据集之间的细节不同，但这些数据集揭示了大约20°N处传输值的峰值。在某些情况下，水文图可用于指示地表强迫场的问题，例如欧洲中期天气预报中心的产品在南半球偏离水文图。然而，它应该，

图6.6气候隐含的海洋热传输，由65°N向南的净热表面通量积分得到。关键字:ECMWF-Dash-dot - red;大和耶格尔(2009)-虚线蓝;NCEP-Dashed红色;NOC1.1a-Solid黑色;Trenberth残虚线黑;UWM / COADS-Solid灰色。带误差条的交叉表示热输运的直接水文估计-图6.9的更新版本。(Grist and Josey(2003)，版权归美国气象学会所有)

请注意，所示的所有通量产品都已直接或间接地进行了调整，以实现全局闭合，这在一定程度上确保了与水文图的一致。在重新分析的情况下，湍流通量公式中传递系数的值高于观测结果所支持的值(例如Renfrew等人，2002年)。利用逆分析技术，NOC1.1a和UWM/COADS至少与一些水文值一致，该技术首先由Isemer等人(1989)应用。最近，Large和Yeager(2009)油田使用了之前提到的各种合理调整进行了修改。如果没有这样的调整，隐含的海洋热输送将迅速偏离水文数值，这是更普遍的海洋热收支问题的一种表现，即无法在十年时间尺度上将全球海洋热收支缩小到1 W m-2以内，以避免不切实际的大变暖信号。

预算关闭问题已被认识多年，尽管我们对海气相互作用的理解取得了各种进展，但它仍然是基于船舶(例如NOC1.1和NOC2)和遥感/再分析混合产品(OAFLUX)的主要问题，所有这些产品的全球平均净热通量值都在20-30 W m-2范围内。解决这一问题的进展有限，很可能是各种小偏差结合在一起的结果，这些偏差在全球平均水平上达到3-5 W m-2。这些问题可能包括(i)围绕空气-的总信息不足的抽样问题海交换在南半球，(ii)湍流体通量公式在高风速区和低风速区应用中缺少物理学，(iii)潜在的公平天气偏差，即商船报告中避免出现大风区，这将(直接)影响现场气候学和重新分析(间接影响，因为它们在数据同化中依赖于地面观测)，(iv)船舶气象报告中尚待确定的残留偏差，(五)用于估计辐射通量的经验公式(基于现场的场)的不确定性和云的表示问题(重新分析)。只有认真研究这些问题中的每一个，才能在获得全球海洋-大气热交换场的准确情况方面取得进展。当有可能根据观测到的海洋热含量变化计算出全球平均净热通量中与气候变化有关的信号为0.5 W mraybet雷竞技最新-2量级时，仍然存在一个重大问题，即不可能可靠地将全球平均海洋热收支接近于20 W m-2。

6.5.2与raybet雷竞技最新气候变化相关的地表通量趋势

对与全球海洋热含量增加相关的地表空气-海洋热通量变化的观测和基于模式的分析表明，与自然变率相比，人为气候信号很小(Pierce等，2006;raybet雷竞技最新Levitus et al. 2009)。过去50年全球和盆地尺度的净地表热通量变化预计约为0.5 W m-2，相应的单个热通量组分变化小于2 W m-2。Lozier等人(2008)利用国家海洋数据中心世界海洋数据库1950年至2000年的历史水文站数据，研究了北大西洋热含量变化的空间格局。他们发现，北大西洋获得的总热量相当于整个海洋表面热量通量增加0.4 W m-2。然而，他们指出，还不可能说这种增加是否是人为变暖造成的，因为自然变化可能掩盖了这一信号。

图6.7给出了1949年以来北大西洋中纬度地区总净热通量变化的一个例子。的时间序列

1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010

一年

图6.7来自NCEP/NCAR(红色)、NOC1.1(绿色)、NOC2(蓝色)和OAFLUX(黑色)单位W m-2的盒子(40-55°N, 20-40°W)的月平均海气净热通量异常

四个通量数据集的每个月净热通量异常(即剔除季节周期后)在北大西洋中纬度样本箱(40-55°N, 20-40°W)上的平均值。图中明显显示出强烈的月环比变化，方框平均异常经常超过50 W m-2。在每个数据集重叠的时期都观察到类似的变化。在某种程度上，这是可以预料的，因为尽管分析方法存在重大差异，但自愿观测船的观测结果是所考虑的每种通量产品的主要数据来源。Argo浮子数据的出现使近年来能够研究表面热通量变化在引起北大西洋海洋热含量年际变化中的作用(例如Hadfield等人，2007年;Wells et al. 2009)。Marsh等人(2008年)和Grist等人(2010年)从海洋模式的角度研究了海洋热传输和地表热通量变化在北大西洋温度变化中的相对作用。

由于人为气候变化(如IPCC 2007)，预计水文循环也会加剧，对E-P的区域影响表现为空间格局和蒸发和降水转移的相对强度。raybet雷竞技最新值得注意的是，蒸发量的变化意味着潜热通量的相应变化，两者之间的关系由以下简单方程所示:

Qe = pole其中po是淡水密度作为温度的函数。因此，利用观测数据集分析蒸发速率的变化还需要考虑潜热通量的隐含变化，并使用所得值来检验E的变化在物理上是否合理。这一点尤其重要，因为E中的伪趋势有可能来自风速的时间依赖偏差。

6.5.3与大气变率主要模态的关系

现在已经很好地认识到，在一定程度上，在一定时间尺度范围内的大气变率可以由各种空间模式或模式来表征，这些模式通常以给定水平上的压力来表示。这些模式主要是使用统计技术确定的，如主成分分析(Barnston和Livezey 1987)，但在某些情况下也通过它们的表达式进行了索引

1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010

一年

图6.7来自NCEP/NCAR(红色)、NOC1.1(绿色)、NOC2(蓝色)和OAFLUX(黑色)单位W m-2的盒子(40-55°N, 20-40°W)的月平均海气净热通量异常

地表压力场中的sion是两点之间压力异常的差值(即实际值-长期平均值)(如Hurrell 1995)。大西洋的主要模式是北大西洋涛动(NAO)，其特征是亚速尔高压和冰岛低压之间的压差变化。大量研究记录了NAO对一系列海洋、陆地和大气物理过程的影响，以及对生态系统的影响(见Hurrell等人2003年的综合综述)。同样，在热带太平洋，厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)东西向模式与热带太平洋的强度变化有关沃克细胞对海洋和邻近的陆地有深远的影响。它也是几十年来密集研究的主题，在发现NAO之前受到了极大的关注(Philander 1990)。最近，南大洋和南极大陆之间压力差的南北变化被称为南环形模式(SAM)。在过去几十年，SAM指数的加强，以及与此相关的主西风带南移所带来的后果风带在南大洋上空(例如Ciasto和Thompson 2008;Boning et al. 2008)。

与模态相关的表面压力梯度的变化自然会导致风场强度和方向的变化，以及平流到海洋某一特定区域的气团的来源区域(从而导致其温度和湿度特征)。正如前面所讨论的(第6.2.2节，公式6.1和6.2)，风速和近地表空气温度和湿度是确定潜在和强度的主要变量显热损失，因此，主要变率模式在地表热通量中具有明确的特征(例如，Josey等人2001年的NAO)。空气温度和湿度也会影响长波通量(式6.6)，而气团特征的变化也会导致云量的变化，因此模式也会影响两个辐射通量项。

作为模式对风速和净表面热通量影响的一个例子，这些场显示了北大西洋的两种主要变率模式，即前面提到的NAO模式和被广泛称为东大西洋模式(EAP)的第二种模式，如图6.8所示。NAO显示出众所周知的海平面压力的南北偶极子，这导致比正常情况更强北风在拉布拉多海上空的热通量异常可达-80 W m-2NAO指数．其他值得注意的特征包括从东南方向经过海湾蒸汽的气流增强，进一步的分析表明海湾蒸汽异常温暖，减少了该地区的热量损失。东大西洋海平面压力在约50-55°N处呈单极子结构，低于正常值。这导致大西洋西部中高纬度出现异常强烈的北风和北纬45-50°的强烈热损失。在这两个图中还可以发现其他特征，总的来说，这些特征与异常风向带来的风速增加和气温变化相一致。请注意，除了主导模态之外，可能还有3或4种模态，它们可以被认为是理解大气变率及其影响的重要模态，这取决于所考虑的区域。

Sep-Mar NAO

Sep-Mar EAP

Sep-Mar NAO

80 80

Sep-Mar EAP

图6.8 1958-2006年期间NCEP/NCAR再分析净热流(彩色场，单位W m-2)、海平面压力(等高线，间隔1 mb，负值实心，零和正值虚线)和风速(箭头)对气候预测中心冬季中心NAO和EAP值的复合raybet雷竞技最新

除净热通量外，主要变率模式对淡水通量也有直接影响，因为潜热通量的变化在蒸发场具有等效特征，蒸发的变化导致下游降水的变化。例如，Josey和Marsh(2005)已经确定了与NAO和EAP相关的E-P的这种变化，并将它们与海洋表面盐度的变化联系起来。这些作者发现，从20世纪60年代到20世纪90年代，北大西洋东部次极环流区域的大部分几十年的刷新可以归因于东大西洋格局的强度变化(另见Myers et al. 2007年将这项工作扩展到拉布拉多海)。全深度变化海洋盐度更难以与表面交换的变化联系起来，这意味着平流效应起主导作用(Boyer et al. 2007)。热和淡水通量异常的联合作用导致地表密度通量场的模式相关变化(通过式6.10)。这种变化对密集的水形成区影响最大，例如在北大西洋的高纬度地区。在这里，与NAO相关的表面浮力损失的变化导致了从格陵兰海到拉布拉多海深水形成的主要地点位置的数十年变化，因为NAO从20世纪60年代的主要负状态转变为20世纪90年代的正状态(Dickson et al. 1996,2008)。最后，在模态对地表交换的影响方面，风场的变化直接影响风应力(通过式6.9)，从而影响海洋的风驱动响应。参见例如Josey等人(2002)，其中包括对埃克曼输送以及与NAO相关的风驱动上升流，这是海洋风应力强迫更广泛研究的一部分。

前一节中关于模式对高纬度浮力损失的影响的简要讨论，开辟了一个更广阔的领域，即控制致密水形成的主要过程，在这里只作简要介绍。最近的工作集中在北欧海域此类事件的风驱动预处理(Gamiz-Fortis和Sutton 2007)和热量损失的作用(Grist et al. 2007, 2008)。Gamiz-Fortis和Sutton(2007)发现，风应力旋度异常引起的等斜峰穹隆和上升流导致的地表密度增加在致密水的形成中发挥了作用。Grist等人(2007,2008)在一系列耦合模式中研究了热通量极值对北欧海域致密水形成和通过丹麦海峡的输送的影响。他们发现，仅热通量极值就足以引发新的致密水的产生，并在考虑丹麦海峡响应的模型中发现了一致的响应。根据所考虑的模式，热损失从-80 W m-2增加到-250 W m-2会导致海峡中密集的水输送增强1-2 Sv。其他过程也有望在致密水的形成中发挥重要作用，例如受北极外流强烈影响的淡水与沿海边界流的交换(关于这一复杂地区的全面概述，见Dickson等人，2008年)。

6.6未解决问题和结论

在海洋-大气相互作用领域，包括围绕海洋-大气相互作用的研究，还有许多尚未解决的问题和有待改进的领域全球热量预算闭包问题，下面有两个例子。

6.6.1南大洋采样问题

可用于提供地表潜热通量/感热通量估计的观测资料在高纬度地区极为稀少，导致南大洋各种通量产品存在很大的不确定性。这里的一个主要因素是缺乏估计这些通量项所需的综合观测集(风速、空气温度、表面湿度、海面温度)。图6.9显示了来自COADS数据集的所有可用地表气象报告，其中有足够的信息来估计2000-2004年1月和7月的潜热通量。这种情况在冬季最为严重，因为我们基本上没有关于这一关键领域的信息，无法同化为重新分析或生成现场通量数据集。

: 图6.9来自COADS数据集的所有现有地表气象报告，这些报告有足够的信息来估算2000-2004年7月(左图)和1月(右图)的潜热通量。

: 图6.10欧洲中期天气预报中心1979-1993年期间再分析的年平均净热通量(单位wm2)

有一种倾向认为南大洋的热交换在纬向意义上是相对均匀的，至少根据现有的再分析数据集，在表面强迫中存在相当大量的纬向不对称结构。例如，欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的年平均净热通量(图6.10)显示，东南太平洋在50-60°S -20 W m-2处的热损失，与之形成对比的是，在相同纬度的大西洋和南大洋的印度部分，热增加为10-40 W m-2。我们如何用现有/未来的观测系统来确定这种纬向不对称是否真实存在?

6.6.2从地表通量估算经向翻转环流(MOC)变率

地表热通量和淡水通量各起作用海洋密度表层通过它们对温度和盐度的影响。海洋表面的冷却和淡水的净损失会增加密度，因为它们会导致温度降低和盐度增加(海洋变暖和淡水增加则相反)。热和淡水交换的综合效应可以用地表密度通量(也称为地表密度通量)表示浮力通量)．高纬度地区密度通量的变化对欧洲气候具有潜在的重大影响，因为它们改变了深对流地区形成的高密度水的数量(Grist等人，2007年，2008年)，从而改变了北大西洋的环流。raybet雷竞技最新

利用水团转换理论(Walin 1982年)可以确定空气-海洋密度通量对不同密度等级形成的水量的影响，这些技术已在许多模式研究中使用(例如Marsh等人，2005年)。该方法的一个修正最近被用于估计北大西洋翻转环流的地表强迫变率(Grist等，2009;Josey et al. 2009)。该方法已被证明可用HadCM3耦合气候模式提供35-65°N范围内MOC变率的有用估计，并已应用NCEP/NCAR再分析通量场来估计过去45年北大西洋中高纬度的地表强迫变率。raybet雷竞技最新利用该技术获得的北纬55°c的变异性如图6.11所示。

该图显示了1970年代末至1990年代末异常高翻转环流的趋势，约为1-2 Sv。这段时间与北大西洋涛动的长期正相相吻合，可能表明与此模式相关的地表强迫在决定该纬度环流强度方面起着重要作用。从2000年开始，有一些迹象表明输送减弱，这可能反映了自然变化。计划进行进一步的工作以改进该方法，该方法有可能提供关于中高纬度环流变率的有价值的补充信息，以补充从26°N快速系泊阵列获得的信息。

一年

图6.11利用NCEP/NCAR再分析确定的密度通量重建55°N北大西洋最大地表强迫翻转环流异常(单位Sverdrup, 1 Sv = 106 m3 -1)。方法的细节在Josey et al.(2009)中给出，不同的线是基于6年(虚线)，10年(实线)和15年(虚线)的表面通量场集成的估计。

一年

总之，本文的主要目的是概述热量、淡水和动量的空气-海洋通量，重点是用于确定这些通量的方法及其在更广泛的气候系统中的作用。raybet雷竞技最新其目的是为今后的研究提供一个坚实的基础，这些研究试图评价海气通量的重要性操作海洋学．这是一个迅速发展的领域，本卷的其他论文强调了这一点，目前地表通量相对于其他过程在获得短期(即长达1周)海洋预报方面的相对重要性是一个有争议的问题，这将取决于所考虑的区域和特定时间尺度。可以预料，地表通量将是获得可靠预报的关键，例如，海洋混合层深度或密度结构。未来几年，这一领域可能会取得重大进展，并将受益于在业务海洋学以外的更广泛气候背景下对地表通量数据集(特别是数值天气预报模型)的准确性进行的评估。raybet雷竞技最新观测网络的发展，特别是Argo的出现和地表通量参考点数目的增加，将使这种评价成为可能。最近的一项令人兴奋的发展是，2010年3月在南大洋首次部署了一个表面通量浮标(http://imos.org.au/sofs.html)．在以前未使用高质量表面通量仪器采样的地区进行这种部署，有望在我们理解海气相互作用过程和更好地了解海洋-大气界面的转移如何影响气候系统方面取得重大进展。raybet雷竞技最新

这里总结的研究是一个非常广泛的社区努力的结果，我要感谢多年来与我讨论海洋-大气相互作用的许多人。我要特别感谢彼得·泰勒在我的研究生涯中指导我的思想，并感谢英国自然环境研究委员会为我的研究活动提供大量资金。此外，我非常感谢匿名审稿人和GODAE暑期学校成员对手稿的许多有益评论，特别是Cynthia Bluteau和Stephanie Downes。

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