南黄海海气热通量观测及其与OAflux数据集比较研究

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基于WRF模式的南海海温梯度对强对流作用的数值试验

基于WRF模式的南海海温梯度对强对流作用的数值试验基于WRF模式的南海海温梯度对强对流作用的数值试验一、引言强对流天气是一种极端天气现象，常常伴随着强风、暴雨、冰雹等气象灾害。

对于了解强对流天气的发生机制以及加强对其预测和预警具有重要意义。

南海作为我国最大的边缘海之一，具有热带和亚热带气候特征，海温梯度较为显著，常常成为强对流天气形成的关键因素之一。

因此，研究南海海温梯度对强对流作用的影响具有重要的科学意义。

二、WRF模式及其在强对流预测中的应用2.1 WRF模式简介WRF（Weather Research and Forecasting）模式是一种目前广泛应用于天气和气候研究的数值模式。

它是美国国家大气研究中心（NCAR）和国家环境保护局（EPA）共同开发的一种高分辨率、非静力、非齐次的二维或三维大气模式。

WRF模式以质量守恒、动量守恒、能量守恒方程为基础，建立了空气动力学方程、热力学方程以及湍流运动方程，通过对初始场、边界条件和物理过程的离散求解，可以模拟大气的运动、辐射、湍流混合以及水汽等物理过程。

2.2 WRF模式在强对流预测中的应用WRF模式在强对流天气预测中广泛应用，通过对初值场的合理选择和物理参数的调整，可以模拟出强对流天气的发生和演变过程。

在强对流预测中，主要使用了WRF-ARW（Advanced Research WRF）模式。

WRF-ARW模式具有较好的时空分辨率，并能够捕捉到小尺度的强对流系统。

它通过对大气的三维运动、水汽输送以及辐射过程的模拟，能够提供更准确、更精细的气象场资料，为强对流天气的研究和预测提供了强有力的工具。

三、南海海温梯度与强对流的关系南海是位于东南亚的一个关键海域，北部为郑和波纹环绕的巨大海洋陷落带，东面是华南陆地和台湾岛，西边是印度支那半岛和菲律宾群岛。

由于受到季风的影响，南海在热带和亚热带之间形成了明显的海温梯度。

而海温梯度的形成主要受到以下因素的影响：3.1 区域地形的影响南海地形复杂，分布着许多海岛和海峡，这些地形地貌的存在会对海洋环流和海温分布产生重要影响。

《南海海洋环流与海气相互作用》随笔

《南海海洋环流与海气相互作用》阅读记录目录一、内容综述 (2)1.1 研究背景与意义 (3)1.2 研究内容与方法 (4)二、南海海洋环流概述 (5)2.1 南海海洋环流的基本特征 (6)2.2 南海海洋环流的主要动力与机制 (7)三、南海海气相互作用 (8)3.1 海气相互作用的基本概念 (9)3.2 海气相互作用的主要过程与现象 (10)四、南海海洋环流与海气相互作用的关联 (11)4.1 海洋环流对海气相互作用的影响 (12)4.2 海气相互作用对海洋环流的影响 (13)五、南海海洋环流与海气相互作用的数值模拟研究 (14)5.1 数值模拟方法与模型介绍 (16)5.2 模拟结果分析与讨论 (17)六、南海海洋环流与海气相互作用的研究展望 (18)6.1 现有研究的不足与局限性 (19)6.2 未来研究的方向与展望 (20)七、结论 (22)7.1 主要研究成果与结论 (23)7.2 对后续研究的建议 (24)一、内容综述《南海海洋环流与海气相互作用》是一部深入探索南海海洋环流现象及其与大气之间相互作用的学术著作。

全书以科学的视角，系统的分析方法，详细阐述了南海海洋环流的形成机制、演变过程以及其与海气相互作用的复杂机制。

在阅读过程中，我了解到南海海洋环流是受到多种因素共同影响的结果，包括地球自转、地形地貌、季节变化等。

这些因素的相互作用导致了南海海洋环流的复杂性和多样性，书中还对南海海洋环流对气候变化的影响进行了深入探讨，阐述了南海海洋环流在全球气候系统中的重要作用。

书中还特别强调了海气相互作用的重要性，南海海洋环流不仅影响海洋本身的环境和生态系统，还通过海气相互作用对全球气候产生影响。

这种相互作用表现在海洋对大气温度、湿度、风速等气象要素的影响，以及大气对海洋环流、海洋环境等的影响。

这种复杂的相互作用关系对于理解全球气候变化、预测自然灾害等具有重要意义。

在阅读过程中，我还了解到南海海洋环流和海气相互作用的研究对于人类社会的发展和进步具有重要意义。

南黄海海气热通量观测及其与OAflux数据集比较研究

ＪＯＤＣ（ＪａｐａｎＯｃｅａｎｏｇｒａｐｈｉｃＤａｔａＣｅｎｔｅｒ）航次报告的通量相关数据进行了分析，计算了东海、黄海海域的热通量。Ｃｈｕ等利用ＭＯＯＤＳ（ｕ．Ｓ．Ｎａｖｙ ’ ＳｉｃＯｂｓｅｒｖａｔｉｏｎＤａｔａＳｅｔ）和ＣＯＡＲＤＳ数据集，结合黄海流系、地形、水团因素将黄海分为若干区域，分析黄海海域内各个区域内热通量的特征。与东
文献标识码：Ａ
文章编号：１６７１－６６４７（２０１３）０卜００４３ — １２
海洋和大气之间的热量传递是研究海一气相互作用中的关键问题，其中海气界面处的海气热通量强烈影响着上层海洋以及大气边界层结构。研究表明，中国近海感热通量冬、秋季较强，春、夏季较弱，其地理分布特点是冬季感热通量的分布随纬度变化十分明显，纬度越高感热通量越大，且等值线分布密集；潜热通量冬、秋季在台湾东北部、日本南部和东南部海域形成极大值区，等值线呈Ｓｗ— ＮＥ走向］。在黄海海域水深较浅，受海气热交换影响尤其显著。钱粉兰等针对黄海、东海海域气旋发展过程的热通量进行过走航观测［２］，闫俊岳等在南海海域开展了较为全面的海气通量观测＿３］，然而，在黄海海域连续的覆盖海域较广的热通量观测非常有限。Ｎａ等通过分析１９７８ —１９９５年的天气图，计算了东亚地区０．５。 ×０．５。分辨率的海表热通量，对黄海海域进行了净热通量估计。Ｈｉｒｏｓｅ等对ＣＯＡＲＤｓ（ＣｏｏｐｅｒａｔｉｖｅＯｃｅａｎ／ＡｔｍｏｓｐｈｅｒｅＲｅ —

全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征

第54卷第3期 2024年3月中国海洋大学学报P E R I O D I C A L O F O C E A N U N I V E R S I T Y O F C H I N A54(3):009~019M a r .,2024全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征❋罗菁1,2,郑小童1,2❋❋(1.中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室,海洋与大气学院,山东青岛266100;2.青岛海洋科学与技术试点国家实验室,山东青岛266237)摘要: 本文基于第六次耦合模式比较计划的未来高排放情景试验模拟结果,研究全球变暖背景下未来南大洋吸热的季节变化㊂发现在未来变暖气候下南大洋占全球海洋累积吸热的近一半㊂未来南大洋海洋吸热有明显季节变化:南半球春㊁秋季吸热峰值大致位于63ʎS ,夏季70ʎS 附近吸热最小,冬季58ʎS 附近吸热全年最大㊂秋㊁冬季海洋吸热的空间结构由湍流热通量主导;春㊁夏季高纬度海洋吸热主要受辐射通量影响㊂进一步研究发现,南大洋60ʎS 以南海区净热通量变化趋势与海冰变化有关㊂春㊁夏季海冰消融通过海冰-反照率反馈机制产生较大的海洋吸热,而秋㊁冬季海冰消融加强了海洋向大气放热,造成海洋吸热减少,年平均下二者显著抵消㊂在南大洋30ʎS 60ʎS 海区,海洋吸热主要受湍流热通量变化影响,夏㊁秋季吸热较少,冬㊁春季吸热较大,这与气候态混合层深度的季节变化有显著关系㊂此外,本文研究还发现,南大洋上层海洋热量的经向输送对全球变暖的响应也存在显著的季节变化,冬㊁春季经向热输送的增强范围相较于夏㊁秋季向赤道和向下延伸,与气候态混合层深度和西风增强的季节变化有关㊂关键词: 南大洋;海洋吸热;海气相互作用;全球变暖;季节变化中图法分类号: P 728.1 文献标志码: A 文章编号: 1672-5174(2024)03-009-11D O I : 10.16441/j.c n k i .h d x b .20220388引用格式: 罗菁,郑小童.全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征[J ].中国海洋大学学报(自然科学版),2024,54(3):9-19.L u o J i n g ,Z h e n g X i a o t o n g .C h a r a c t e r i s t i c s o f s e a s o n a l v a r i a t i o n o f t h e S o u t h e r n O c e a n h e a t u p t a k e u n d e r g l o b a l w a r m i n g[J ].P e r i o d i c a l o f O c e a n U n i v e r s i t y of C h i n a ,2024,54(3):9-19. ❋ 基金项目:国家重点研究发展计划项目(2018Y F A 0605704)资助S u p p o r t e d b y t h e N a t i o n a l K e y R e s e a r c h a n d D e v e l o p m e n t P r o gr a m o f C h i n a (2018Y F A 0605704)收稿日期:2022-09-06;修订日期:2022-10-27作者简介:罗菁(1998 ),女,硕士生㊂E -m a i l :l u o j i n g@s t u .o u c .e d u .c n ❋❋ 通信作者:郑小童(1982 ),男,博士,博士生导师㊂E -m a i l :z h e n gx t @o u c .e d u .c n 海洋占全球表面积的71%,对全球气候变化起重要调节作用㊂与大气相比海洋热容量更大,能吸收更多的热量并向下输送,因此,全球变暖中超过90%额外增加的能量被海洋吸收和储存[1-2],能够有效减缓全球表面温度的增暖速率[3-5],同时还延长了气候系统对外强迫响应的时间尺度[6-7]㊂南大洋指30ʎS 以南将太平洋㊁大西洋㊁印度洋连成一片的广袤海洋,占全球海洋总面积约30%,却主导了全球海洋热量储存和吸收㊂基于过去几十年的观测资料发现,南大洋次表层增暖十分显著[8-9],且加热深度远远超过全球海洋平均水平,同时还伴随着海平面的明显上升[10]㊂R o e m m i c h 等[3]通过多元观测资料研究发现,2006 2013年南半球热带外(20ʎS 90ʎS )海洋储存的热量占全球海洋热量增加的67%~98%,其中45ʎS 附近海洋增暖趋势最强,并向下延伸至1000m ㊂这一现象在气候模式中也能得到重现[11-12]㊂基于第五次耦合模式比较计划(C o u p l e d m o d e l i n t e r c o m pa r i s o n p r o j e c t ph a s e 5,C M I P 5)的历史模拟结果,S h i 等[13]发现,20世纪南大洋累积海洋吸热(O c e a n h e a t u pt a k e ,O H U )占全球海洋吸热的72%㊂在未来高排放情景试验中,北大西洋经向翻转环流(A t l a n t i c m e r i d i o n a l o -v e r t u r n i n g ci r c u l a t i o n ,A M O C )的减弱造成副极地北大西洋O H U 大幅增加,但南大洋累积O H U 的占比依然达到约48%㊂南大洋具有独特的海洋动力过程,对这里的O H U 有重要作用㊂南大洋上空强大的西风急流能够驱动向北的海洋艾克曼输运,造成表层海水辐散,形成强劲的上升流以及超过500m 的深厚海洋混合层㊂在全球变暖背景下,上升流带来的深层冷水从大气中吸收大量的热量并进入表层以下,对海表面温度(S e a s u r f a c et e m pe r a t u r e ,S S T )上升起到抑制作用[14]㊂同时也使得O H U 过程得以持续,导致南大洋次表层增暖远大于其他海盆[8]㊂同时,向北的艾克曼输运在40ʎS 附近辐合下沉,使得该海区储热最多[6,11,15-16]㊂此外,高纬度海区的亚南极模态水沿倾斜的等密度面潜沉进入海洋内部并向低纬度流动,将吸收的热量带入海洋并存储中国海洋大学学报2024年起来,对南大洋吸热有一定作用[17]㊂除了平均海洋环流的调控作用之外,大气环流的变化也有助于南大洋的海洋吸热以及海洋热含量的重新分配㊂在全球变暖背景下,南半球西风急流向极移动并加强,会增加南大洋经向翻转环流的强度[11,18]㊂但相对而言,环流变化对南大洋O H U的贡献较小,只占约20%,而平均环流的输送效应占总O H U的80%左右[15-16]㊂大洋中尺度涡旋的南向/上向热传输是南大洋内部热量再分配的另一个不可忽视部分,平衡了平均流的北向/下向热传输[19]㊂在气候变暖的情况下,由于南向涡流热量输送减少,涡流输送的变化对南大洋增暖最大海区(即40ʎS附近)北侧的海洋热量增加具有重要贡献[15-16]㊂模式中南大洋吸热作用也可以通过检测海气界面的热通量变化进行定量诊断[12,20]㊂H u等[20]对全球海洋热通量变化进行分解后发现,感热通量和短波辐射对南大洋净热通量变化有重要贡献,而潜热通量变化不利于海洋吸热㊂基于模式模拟,最近一项研究评估了全球变暖下南大洋海气热通量反馈的变化,发现热通量的负反馈倾向于抑制南大洋海温的增暖[21]㊂南大洋海气界面净热通量变化的不同部分受不同物理过程调控㊂例如在全球变暖背景下随着海洋的增暖,南极海冰会迅速减少[22],造成海冰反照率反馈机制加剧,使海洋得到更多的短波辐射,进而加强海洋吸热㊂此外,西风急流的强度和位置变化会改变南大洋的温跃层深度,进而影响表面湍流热通量(即感热通量和潜热通量)㊂值得注意的是,南大洋高纬度海区的气候特征具有显著的季节变化,诸如太阳辐射㊁西风急流等均表现出明显的年循环特征㊂而前人对南大洋海洋吸热和储热的研究大多是基于年平均状态,少有对于不同季节海洋吸热的研究㊂本文基于第六次耦合模式比较计划(C o u p l e d m o d e l i n t e r c o m p a r i s o n p r o j e c t p h a s e6,C M I P6)未来情景试验的多模式平均结果发现,全球变暖下的南大洋吸热有明显的季节变化特征㊂随后我们进一步探讨了全球变暖下南大洋吸热的季节变化及不同过程对海洋吸热的影响,尝试理解未来气候下南大洋吸热的季节特征及其机理㊂1资料与方法1.1C M I P6模式资料本文使用了28个C M I P6气候模式的模拟结果[23-24],主要分析了历史气候模拟试验(H i s t o r i c a l)和未来情景预估试验(S h a r e d s o c i o e c o n o m i c p a t h w a y585, S S P585)的月平均输出数据㊂历史模拟试验数据长度为1850年1月 2014年12月,从工业革命前对照试验出发,包括臭氧和气溶胶㊁火山活动㊁温室气体㊁太阳常数等外强迫作用㊂S S P585情景预估试验时间长度为2015年1月 2100年12月,从历史试验出发,未来情景预估试验中气溶胶㊁温室气体㊁太阳常数的全球平均值随着时间变化,气溶胶和火山在2015 2025年递减到工业革命前的水平,辐射强迫在2100年达到8.5W㊃m-2㊂为了便于后续比较分析,我们统一模式分辨率,将所有模式大气数据均插值到2.5ʎˑ2.5ʎ的网格上,海洋和海冰数据均插值到1ʎˑ1ʎ的网格上㊂选取的28个气候模式中有23个模式具备完整的海冰数据,22个模式有完整的海洋经向流速数据,19个模式具备完整的混合层深度数据,27个模式具备完整的海洋温度数据,具体模式名称见表1㊂表1本文选取的28个C M I P6气候模式T a b l e128C M I P6c l i m a t e m o d e l s s e l e c t e d i n t h i s s t u d y 气候模式①海冰②海洋流速③混合层厚度④海温⑤A C C E S S-E S M1-5ɿɿɿɿB C C-C S M2-M RɿɿɿɿC a n E S M5-C a n O EɿɿɿC a n E S M5ɿɿɿɿC E S M2-W A C C MɿɿɿɿC E S M2ɿɿC N R M-C M6-1ɿɿɿɿC N R M-C M6-1-H RɿC N R M-E S M2-1ɿɿɿE C-E a r t h3ɿɿɿɿF G O A L S-f3-LɿɿɿɿF G O A L S-g3ɿɿɿɿG F D L-C M4ɿɿG F D L-E S M4ɿɿɿG I S S-E2-1-GɿɿɿI N M-C M4-8ɿɿɿI N M-C M5-0ɿɿɿI P S L-C M6A-L RɿɿɿɿK A C E-1-0-GM I R O C-E S2LɿɿɿM I R O C6ɿɿɿɿM P I-E S M1-2-H RɿɿɿɿM P I-E S M1-2-L RɿɿɿɿM R I-E S M2-0ɿɿɿɿN E S M3ɿɿɿN o r E S M2-L MɿɿɿN o r E S M2-MMɿɿɿU K E S M1-0-L Lɿɿɿɿ注:①C l i m a t e m o d e l;②S e a i c e;③V e l o c i t y;④M i x e d l a y e r d e p t h;⑤T e m p e r a t u r e.013期罗菁,等:全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征1.2研究方法本文研究区域为南半球30ʎS 以南的广袤海域(30ʎS90ʎS ,180ʎ 180ʎ)㊂本文使用了合成分析㊁相关分析㊁回归分析等统计方法,并根据前人的研究方法定义海气净热通量,累积海洋吸热㊁经向热输运等㊂文中的季节均相对于南半球而言,12 2月(D J F )为夏季,6 8月(J J A )为冬季㊂本文首先计算了海气界面的净热通量:Q n e t =S W ˌ-S W ʏ+L W ˌ-L W ʏ-Q e -Q h ㊂(1)式中:表面总短波辐射(S W )等于向下短波减向上短波;总长波辐射(L W )等于向下长波减去向上长波;短波辐射和长波辐射的总和为辐射通量;潜热(Q e )和感热(Q h )的总和为湍流热通量㊂在此基础上,我们将相较于工业革命前(减去1861 1880年的平均值)的净热通量变化值的时间积分定义为累积海洋吸热[13]㊂南大洋累积海洋吸热是对30ʎS 以南海区的净热通量进行区域加权求和并计算时间积分㊂本文还计算了南大洋上层热量的经向输运(O H C -M T ),为热含量经向梯度与经向流速的乘积:O H C M T =-∂O H C ∂y v =-∂θρ0C p ∂yv ㊂(2)式中:θ为海水温度;ρ0为海水密度;C p 为海水比热容;v 为海洋经向流速㊂当∂O H C ∂y>0,表示往北海洋热量越大,反之表示海洋热量往北越小;当v >0时,表示向北的海流,反之为向南的海流㊂2 C M I P 6气候模式中南大洋吸热及其季节差异2.1历史模拟和未来预估试验中南大洋吸热的评估在C M I P 6历史试验的1900 2014年,根据累积海洋吸热的计算,南大洋是全球最强的海洋吸热区(见图1(a )),从纬向积分的结果中也可以看出(见图1(a )右),历史时期南大洋主导全球海洋吸热,30ʎS以南海区(误差条为模式间ʃ1倍标准差㊂E r r o r b a r s a r e t h e ʃ1t i m e s s t a n d a r d d e v i a t i o n s a m o n g di f f e r e n t c l i m a t e m o d e l s .)图1 C M I P 6多模式平均的(a )历史试验,(b )S S P 585试验中累积海洋吸热的空间分布(正值为海洋吸热,负值为放热,打点区域表示通过95%的信度检验㊂)及(c )历史试验,(d )S S P 585试验中南大洋占全球海洋累积吸热比重F i g .1 S p a t i a l d i s t r i b u t i o n o f c u m u l a t i v e o c e a n h e a t u p t a k e (p o s i t i v e v a l u e i n d i c a t e s h e a t a b s o r p t i o n ,n e ga t i v e v a l u e i n d i c a t e s h e a t r e l e a s e )i n m u l t i -m o d e l e n s e mb l e m e a n o f C M I P 6(a )h i s t o r ic a l a nd (b )S S P 585e x p e r i m e n t s (s t i p p l e d r e gi o n s i n d i c a t e e x c e e d 95%s t a t i s t i c a l c o n f i d e n c e ),p r o po r t i o n o f S o u t h e r n O c e a n t o g l o b a l o c e a n c u m u l a t i v e h e a t u p t a k e i n (c )h i s t o r i c a l a n d (d )S S P 585e x pe r i m e n t s 11中国海洋大学学报2024年累积海洋吸热的纬向积分值几乎全为正,最强海洋吸热位于60ʎS 以北,最大值为44.3ˑ1010J㊂历史试验中接近一半的模式模拟南大洋累积海洋吸热超过全球海洋,南大洋占全球海洋吸热比重的多模式平均结果为102.7%ʃ61%,比C M I P 5历史试验中南大洋吸热的全球贡献(70%~75%)大[12-13]㊂此外,历史模拟中南大洋吸热的模式间差异(模式间一倍标准差)较大(见图1(c ),误差线),说明C M I P 6历史试验中不同模式对南大洋吸热占比的模拟有较大差异㊂其中N o r E S M 2-L M 模式中全球海洋累积吸热为负值(即历史时期海洋净放热),南大洋吸热占比为负值;此外E C -E a r t h 3㊁F G O A L S -g3㊁M P I -E S M 1-2-L R 模式中全球海洋累积吸热明显偏大(大于600Z J ,1Z J =1021J)㊂在未来高排放情景试验的2015 2100年(见图1(b)),全球海洋累积吸热的空间分布特征有所改变,北大西洋(30ʎN 70ʎN ,80ʎW 20ʎE )海洋吸热最显著,由历史时期向大气放热转变为强烈的海洋吸热,但全球海洋累积吸热的纬向峰值依旧位于60ʎS 以北(见图1(b )右),最大值可达到196.7ˑ1010J,约为历史时期的5倍㊂未来南大洋占全球海洋吸热比重虽然下降至47.5%ʃ7%(见图1(d)),但依然是全球海洋吸热最大的海区,与前人基于C M I P 5得出的结果(48%ʃ8%)基本一致[13]㊂C M I P 6未来预估试验中累积海洋吸热的模式间差异远小于历史时期(见图1(d))㊂历史模拟阶段除温室气体外,气溶胶㊁臭氧等气候外强迫因素也对海洋吸热有重要影响[26-27],在未来高排放情景试验中此类外强迫因素的作用有所减弱㊂本文之后部分仅分析未来预估试验中南大洋吸热的季节变化㊂在全球变暖背景下,未来各个季节南大洋占全球海洋吸热的比重有明显差异(见图2)㊂从多模式平均的结果来看,南半球夏季(12 2月,D J F )南大洋吸热占比最大,为68.2%ʃ43%(见图2(a )),其中N o r E S M 2-L M ㊁N o r E S M 2-MM 模式中南大洋占比为负值,且模式间差异较大㊂春季(9 11月,S O N )次之,占比为57.8%ʃ12.3%(见图2(d ))㊂秋季(3 5月,M A M )㊁冬季(6 8月,J J A )占比较小,分别为37.6%ʃ10.2%㊁39.0%ʃ14.3%㊂(误差线表示模式间ʃ1倍的标准差㊂E r r o r b a r s a r e t h e ʃ1t i m e s s t a n d a r d d e v i a t i o n s a m o n g di f f e r e n t c l i m a t e m o d e l s .)图2 C M I P 6未来高排放情景试验中2015 2100年(a )夏季㊁(b )秋季㊁(c )冬季㊁(d)春季南大洋占全球海洋累积吸热比重F i g .2 P r o p o r t i o n o f S o u t h e r n O c e a n t o g l o b a l o c e a n c u m u l a t i v e h e a t u pt a k e f r o m 2015t o 2100i n (a )s u m m e r ,(b )a u t u m n ,(c )w i n t e r a n d (d )s p r i n g i n C M I P 6S S P 585e x pe r i m e n t s 213期罗菁,等:全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征2.2未来南大洋吸热的季节变化2.2.1全球海洋吸热的纬向分布特征为了更加直观㊁突出分析未来南大洋海洋吸热状况,首先我们计算并分析了全球海洋吸热的纬向积分结果,如图3所示㊂从图3中可以看到,对于年平均而言,全球海洋吸热最大值出现在南大洋55ʎS 60ʎS,最大趋势为102.1W ㊃m -2㊃d e c a d e-1㊂从不同季节来看,南大洋海洋吸热的峰值位置有明显摆动,夏季吸热峰值位于70ʎS附近(见图3(a )),为72.6W ㊃m -2㊃d e c a d e -1,峰值全年最小㊂但此时南大洋占全球海洋吸热比重远大于其他季节(见图2(a )),是因为北半球中㊁高纬度为强烈的海洋吸热和放热,而整个南大洋区域均表现为海洋吸热㊂春季和秋季吸热峰值位于63ʎS 附近(见图3(b )和(d)),峰值分别为128.1和140.7W ㊃m -2㊃d e c a d e-1;冬季峰值大致位于58ʎS (见图3(c )),为199.7W ㊃m -2㊃d e c a d e-1,约是春秋季㊁夏季的1.5和2.7倍㊂冬季大气中赤道至极地的经向温度梯度增大,南半球中纬度西风急流加强,一方面使得海表面蒸发加强,另一方面风场驱动的海洋环流加强,急流南侧的上升流增强使得海洋吸收更多的热量,此时北半球海洋吸热也较为显著,因此冬季南大洋占全球海洋吸热比重并不大(见图2(c))㊂南大洋吸热峰值从冬季到夏季逐渐向南移动(见图3(a )㊁(c)),此后随太阳直射纬度向北移动㊂南大洋60ʎS 以南高纬度海区的净热通量在秋㊁冬季呈明显负趋势(见图3(b ) (c)),表示未来该区域海洋将失去热量;春㊁夏季和年平均,高纬度净热通量均为正趋势,表示未来海洋吸热(见图3(a ),(d ),(e))㊂(实线为多模式平均结果,阴影为模式间(1倍标准差,蓝色虚线为45ʎS 70ʎS ,间隔为5ʎ的纬度线㊂T h e s o l i d l i n e s r e pr e s e n t t h e m u l t i -m o d e l e n s e m b l e m e a n ,a n d t h e s h a d o w s a r e t h e ʃ1t i m e s s t a n d a r d d e v i a t i o n s a m o n gd i f fe r e n t c l i m a t e m o d e l s .T h e b l u e d a s h e d l i n e s a r e l a t i t u d e l i n e s of 45ʎS 70ʎS w i t h a n i n t e r v a l o f 5ʎ.)图3 C M I P 6未来高排放情景试验中2015 2100年(a )夏季㊁(b )秋季㊁(c )冬季㊁(d )春季㊁(e)年平均的累积海洋吸热(红色,单位:J )和净热通量趋势(黑色,单位:W ㊃m -2d e c a d e -1)的纬向积分图F i g .3 Z o n a l i n t e g r a l o f c u m u l a t i v e o c e a n h e a t u pt a k e (r e d ,U n i t :J )a n d n e t h e a t f l u x t r e n d s (b l a c k ,U n i t :W ㊃m -2d e c a d e -1)f r o m 2015t o 2100i n (a )s u m m e r ,(b )a u t u m n ,(c )w i n t e r ,(d )s p r i n g a n d (e )a n n u a l m e a n i n C M I P 6S S P 585e x pe r i m e n t s C M I P 6未来预估试验中累积海洋吸热和净热通量趋势沿纬度的变化高度相似,如图3所示㊂年平均下南大洋整体的累积海洋吸热和净热通量变化趋势之间存在显著的模式间正相关关系(r =0.89,图略),即表示未来增暖气候下,气候模式模拟净热通量增加越多时,南大洋累积海洋吸热将越多㊂因此在后文中我们用净热通量趋势来表征累积海洋吸热的变化,并讨论其时空特征㊂2.2.2南大洋吸热的空间分布特征随后作者分析了未来南大洋净热通量趋势的空间结构特征,结果见图4㊁5㊂从图中可知C M I P 6未来高排放情景试验中,年平均下南大洋净热通量趋势和累积海洋吸热的空间分布高度相似(见图4(g )和图1(b )),大部分区域为显著的海洋吸热,60ʎS 附近海洋吸热最强,40ʎS 附近的大西洋和印度洋海区为较强的海洋放热,这主要是由表面向北的艾克曼输送导致的[6]㊂本文进一步分析了净热通量各项变化的空间特征(见图4(a ) (f ))㊂其中湍流热通量趋势(见图4(f ))的空间分布与净热通量(见图4(g))相似,两者空间场的相关系数为0.84㊂未来南大洋大部分海区的潜热通量趋势为负(见图4(d)),绝大部分海区的感热通量呈31中国海洋大学学报2024年显著正趋势(见图4(e ))㊂辐射通量在50ʎS 附近为不均匀的负趋势(见图4(c)),其两侧为较强的正趋势,与湍流热通量相反(见图4(f))㊂受温室效应的影响长波辐射呈现空间一致的正趋势(见图4(b));短波辐射呈正-负-正的经向结构特征(见图4(a)),南大洋中部短波辐射减少可能与云辐射反馈有关㊂综上,年平均的南大洋净热通量变化主要受湍流热通量变化的影响,高纬度海区的海洋吸热主要受辐射通量影响(见图4(g))㊂(打点区域表示通过95%的信度检验㊂所有变量均取向下为正㊂S t i p p l e d r e gi o n s i n d i c a t e e x c e e d 95%s t a t i s t i c a l c o n f i d e n c e .V a r i a b l e s a r e a l l c o n v e r t e d i n t o p o s i t i v e d o w n w a r d f l u x i n t o t h e o c e a n .)图4 C M I P 6未来高排放情景试验中多模式平均的2015 2100年(a )短波㊁(b )长波㊁(c )辐射通量㊁(d)潜热㊁(e )感热㊁(f )湍流热通量㊁(g)净热通量(单位:W ㊃m -2㊃a -1)的年平均趋势空间图F i g .4 S p a t i a l d i s t r i b u t i o n o f a n n u a l m e a n (a )s h o r t w a v e ,(b )l o n gw a v e ,(c )r a d i a t i v e f l u x ,(d )l a t e n t h e a t f l u x ,(e )s e n s i b l e h e a t f l u x ,(f )t u r b u l e n t h e a t f l u x a n d (g)n e t h e a t f l u x t r e n d s (U n i t :W ㊃m -2㊃a -1)f r o m 2015t o 2100i n m u l t i -m o d e l e n s e m b l e m e a n o f C M I P 6S S P 585e x pe r i m e n t s 南大洋海洋吸热的空间分布特征也存在显著季节变化(见图5(q) (t )),最强海洋吸热纬度随季节变化而移动,冬季吸热带最强且位置靠北(见图5(s )),夏季最强海洋吸热位于南极洲附近(见图5(q)),春㊁秋季强吸热带位于60ʎS 附近(见图5(r ) (s ))㊂各季节南大洋净热通量变化趋势的主导因素有所不同,在春季和夏季,高纬度㊁南极边缘海区表现为较强的海洋吸热(见图5(t )㊁(q))㊂此时辐射通量变化由短波辐射主导,将减弱南大洋中部海洋吸热,加强南极边缘的海洋吸热(见图5(a )㊁(d)),使得吸热峰值明显向南移动㊂长波辐射变化为空间均匀的正趋势(见图5(e )㊁(h )),湍流热通量变化较弱,但在较低纬度依然主导同期的净热通量变化㊂在秋季和冬季,净热通量变化的空间特征(见图5(r )㊁(s ))与湍流热通量变化(见图5(n)㊁(o))相似,此时辐射通量变化的空间特征不显著(见图5(j)㊁(k )),主要受温室效应增强造成的长波辐射增加主导(见图5(f )㊁(g )),加强南大洋中部海洋吸热,减弱其南㊁北侧海洋放热;短波辐射变化较弱(见图5(b )㊁(c))㊂综上,我们发现春夏季高纬度海区的净热通量趋势由短波辐射主导,使南大洋吸热峰值明显南移;南大洋中部净热通量变化是辐射通量和湍流热通量相互抵消的结果㊂秋冬季南大洋净热通量趋势的空间分布主要受湍流热通量影响㊂413期罗菁,等:全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征((a ) (d )短波;(e ) (h )长波;(i ) (l )辐射通量;(m ) (p )湍流热通量;(q) (t )净热通量㊂打点区域表示通过95%的信度检验㊂所有变量均取向下为正㊂(a ) (d )s h o r t w a v e ;(e ) (h )l o n g w a v e ;(i ) (l )r a d i a t i v e f l u x ;(m ) (p )t u r b u l e n t h e a t f l u x ;(q ) (t )n e t h e a t f l u x .S t i p p l e d r e gi o n s i n d i -c a t e e x c e e d 95%s t a t i s t i c a l c o n f i d e n c e .V a r i a b l e s a r e a l l c o n v e r t e d i n t o p o s i t i v e d o w n w a r d f l u x i n t o t h e o c e a n .)图5 C M I P 6未来高排放情景试验中多模式平均的2015 2100年各季节热通量趋势的空间分布图F i g .5 S pa t i a l d i s t r ib u t i o n o f h e a t f l u x t r e n d s i n d i f f e r e n t s e a s o n f r o m 2015t o 2100i n m u l t i -m o d e l e n s e m b l e m e a n o f C M I P 6S S P 585e x pe r i m e n t s 3 未来南大洋吸热的季节变化调控因素3.1南极海冰消融对高纬度海洋吸热的影响下面我们进一步探讨未来全球变暖背景下南大洋吸热季节差异的调控因素㊂通过分析纬向平均的热通量以及不同因素之间的关系(见图6),我们发现:春夏季南大洋高纬度(60ʎS 以南海区)湍流热通量变化较小(见图6(a )㊁(d),绿线),高纬度海洋吸热主要受辐射通量控制,特别是短波辐射的调控(图略)㊂该季节南极海冰也显著减少(见图6(a )㊁(d ),黄线),说明此时南大洋高纬度海洋吸热主要与海冰-反照率正反馈过程有关,即海冰消融造成海洋得到更多的太阳短波辐射㊂反之,在秋冬季辐射通量变化较小(见图6(b )㊁(c ),蓝线),是因为该季节南半球高纬度太阳辐射很小,尽管此时海冰消融显著,但海冰-反照率反馈无法起作用㊂事实上,秋冬季高纬度净热通量变化主要受湍流热通量影响(见图6(b )㊁(c ),绿线),且与海冰消融呈同位相变化,说明海冰显著减少有利于海洋向大气放热㊂年平均下高纬度海洋吸热由湍流热通量和辐射通量共同控制(见图6),两者呈反向变化㊂3.2气候态混合层深度对南大洋30ʎS —60ʎS 海洋吸热的影响在南大洋60ʎS 以北的较低纬度海区,除夏季外,其余季节净热通量变化主要与湍流热通量变化有关(见图6,黑线和绿线)㊂在夏季和秋季(见图6(a )㊁(b)),由湍流热通量导致的海洋吸热较弱,在冬季和春季(见图6(b )㊁(c )),湍流热通量引起的较低纬度海洋吸热较强,说明南大洋湍流热通量变化也存在显著的季节差异,但湍流热通量的季节变化似乎与大气低层纬向风(见图6,红线)的季节变化关系明显㊂由于南大洋海洋吸热主要与海洋热力结构,特别是当地的深混合层有关,我们又考查了C M I P 6历史试验(1951 2000年)的南大洋混合层深度和其上空纬向风的气候态模拟特征(见图7)㊂气候模式中南大洋深混合层在50ʎS 55ʎS ,位于西风带南侧5个纬度左右㊂值得注意的是,南大洋混合层深度有显著的季节变化,夏季最浅(见图7(a ),黑线)㊁冬春季较深(见图7(c )㊁(d),黑线)㊂相应的海洋吸热中湍流热通量也是夏季最小(见图6(a)),冬季最大(见图6(c ))㊂因此我们认为在南大洋较低纬度海区(60ʎS 以北)海洋吸热中的湍流热通量变化部分主要与气候态的混合层深度有关㊂51中国海洋大学学报2024年(实线为多模式平均结果,阴影为模式间(1倍标准差,蓝色虚线为45ʎS 65ʎS ,间隔为5ʎ的纬度线㊂T h e s o l i d l i n e s r e pr e s e n t t h e m u l t i -m o d e l e n s e m b l e m e a n ,a n d t h e s h a d o w s a r e t h e ʃ1t i m e s s t a n d a r d d e v i a t i o n s a m o n gd i f fe r e n t c l i m a t e m o d e l s .T h e b l u e d a s h e d l i n e s a r e l a t i t u d e l i n e s of 45ʎS 65ʎS w i t h a n i n t e r v a l o f 5ʎ.)图6 C M I P 6未来高排放情景试验中2015 2100年(a )夏季㊁(b )秋季㊁(c )冬季㊁(d )春季和(e)年平均的热通量趋势(黑色:净热通量,绿色:湍流热通量,蓝色:辐射通量,单位:W ㊃m -2㊃d e c a d e -1)㊁850h P a 纬向风趋势(红色,单位:m ㊃s -1㊃d e c a d e -1)㊁南极海冰覆盖率趋势(黄色,单位:%㊃d e c a d e -1)的纬向平均图F i g .6 Z o n a l m e a n o f h e a t f l u x e s t r e n d s (b l a c k :n e t h e a t f l u x ,g r e e n :t u r b u l e n t h e a t f l u x ,b l u e :r a d i a t i v e f l u x ,U n i t :W ㊃m -2㊃d e c a d e -1)a n d z o n a l w i n d t r e n d s (r e d ,U n i t :m ㊃s -1㊃d e c a d e -1)a n d s e a -i c e a r e a p e r c e n t a g e t r e n d s (ye l l o w ,%㊃d e c a d e -1)f r o m 2015t o 2100i n (a )s u m m e r ,(b )a u t u m n ,(c )w i n t e r ,(d )s p r i n g ,a n d (e )a n n u a l m e a n i n C M I P 6S S P 585e x pe r i m e n ts (实线为多模式平均结果,阴影为模式间(1倍标准差,蓝色虚线为45ʎS 60ʎS ,间隔为5ʎ的纬度线㊂T h e s o l i d l i n e s r e pr e s e n t t h e m u l t i -m o d e l e n s e m b l e m e a n ,a n d t h e s h a d o w s a r e t h e ʃ1t i m e s s t a n d a r d d e v i a t i o n s a m o n gd i f fe r e n t c l i m a t e m o d e l s .T h e b l u e d a s h e d l i n e s a r e l a t i t u d e l i n e s of 45ʎS 60ʎS w i t h a n i n t e r v a l o f 5ʎ.)图7 C M I P 6历史试验中1951 2000年(a )夏季㊁(b )秋季㊁(c )冬季㊁(d )春季和(e)年平均的30ʎS 60ʎS 气候态纬向风(红色,单位:m ㊃s -1)和混合层深度(黑色,单位:m )纬向平均图F i g .7 Z o n a l m e a n o f 30ʎS t o 60ʎS m e a n z o n a l w i n d (r e d ,U n i t :m ㊃s -1)a n d m i x e d l a ye r t h i c k n e s s (b l a c k ,U n i t :m )f r o m 1951t o 2000i n (a )s u m m e r ,(b )a u t u m n ,(c )w i n t e r ,(d )s p r i ng a n d (e )a n n u a l m e a n i n C M I P 6hi s t o r i c a l e x pe r i m e n t s 4613期罗菁,等:全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征3.3南大洋上层经向热输送的季节变化南大洋吸热后上层热量经向输送也存在显著季节变化(见图8(a ) (e ))㊂全球变暖背景下,南半球西风急流加强并向极移动(见图6,红线),南大洋经向翻转环流加强,海洋表面向北的埃克曼输运加强使得向北的经向热输送增强㊂C M I P 6未来高排放情景试验中南大洋上层经向热输送趋势的空间分布如图8(a ) (e)所示,最显著的特征为海洋表层南负北正的经向结构,与海洋经向流速趋势的空间结构相似(图略),大部分季节正㊁负趋势大致以45ʎS 为界,冬季分界纬度约为40ʎS (见图8(c )),夏季负信号的深度最浅(见图8(a)),冬季经向热输送的变化最大,能向下延伸至90米(见图8(c ))㊂未来气候下南大洋上升流以北的表层热量经向输送将加强,对南大洋30ʎS 60ʎS 海表吸热及热量再分配产生影响㊂图8 C M I P 6未来高排放情景试验中多模式平均的2015 2100年不同季节和年平均的南大洋上层海洋(a e)经向热输送趋势(单位:J ㊃m -2㊃s -1㊃a -1),(k o )气候态环流输运项(单位:J ㊃m -2㊃s -1㊃a -1),(pt )环流变化输运项(单位:J ㊃m -2㊃s -1㊃a -1),(f j)两项的加和(单位:J ㊃m -2㊃s -1㊃a -1)的空间分布图F i g .8 S p a t i a l d i s t r i b u t i o n o f (a e )m e r i d i o n a l h e a t t r a n s p o r t t r e n d ,(k o )m e a n c i r c u l a t i o n t r a n s po r t t e r m ,(p t )c i r c u l a t i o n v a r i a t i o n t r a n s p o r t t e r m ,a n d (f j )t h e s u m o f t w o t e r m s (U n i t :J ㊃m -2㊃s -1㊃a -1)i n t h e u p pe r S O i n d if f e r e n t s e a s o n a n d a n n u a l m e a n f r o m 2015t o 2100i n m u l t i -m o d e l e n s e m b l e m e a n o f C M I P 6S S P 585e x pe r i m e n t s 我们进一步把南大洋上层的热量经向输运作用分为气候态环流对异常海洋热量经向梯度的输运作用(简称气候态环流输运项,-∂(O H C )∂y'v -,图8(k )(o))以及异常环流对气候态海洋热量经向梯度的输运作用(简称环流变化输运项,-∂(O H C )∂y-v ',图8(p )(t ))㊂两项之和(-∂(O H C )∂y -v '-∂(O H C )∂y'v -,图8(f ) (j))与整体的热量经向输运(见图8(a ) (e ))基本一致㊂其中气候态环流输运作用在各季节差别不大(见图8(k ) (o)),说明海洋热量的经向变化在平均态环流的调控下对热量经向输运的季节变化贡献很小㊂而环流变化输运作用有显著的季节变化(见图8(p) 71中国海洋大学学报2024年(t)),在夏秋季海洋热量的向北输送主要被局限在南大洋较高纬度海区(见图8(p) (q)),而冬春季到40ʎS 均有显著的向北输送(见图8(r) (s)),这与该季节的深混合层及较强的西风增强有关㊂4结语本文基于C M I P6耦合模式的未来高排放情景试验模拟结果,分析了南大洋吸热的季节变化特征㊂研究发现:在未来变暖气候下,南大洋占全球海洋吸热的比重接近一半,是海洋热量存储的重要海区㊂此外,南大洋海洋吸热具有显著的季节变化特征㊂南半球冬季,南大洋吸热最为显著,且吸热峰值位置偏北;夏季峰值位置偏南,且峰值最小㊂其中高纬度海区(60ʎS以南)净热通量变化在春夏季主要受到辐射通量变化的影响,尤其在短波辐射-反照率正反馈作用下得到更多的海洋吸热;相反在秋冬季,由于高纬度太阳辐射很小,海冰的变化主要影响海气界面的湍流热通量变化,并与春夏季的辐射通量变化相抵消,因此年平均下高纬度海洋吸热趋势不显著㊂而在30ʎS 60ʎS较低纬度海区,海洋吸热主要受湍流热通量的影响,这一部分也存在显著的季节变化,在冬春季较强,夏秋季较弱㊂进一步分析发现,气候态混合层深度的季节变化对于此处海洋吸热变化有重要影响㊂此外,全球变暖下南大洋上层经向热量输送也存在显著的季节变化㊂相较于夏秋季,冬春季经向热输送的增强范围明显向赤道㊁向下扩张,这与气候态混合层深度和西风增强的季节变化有关㊂本文目前仅从多模式平均的角度探讨了未来南大洋吸热的季节变化㊂但值得注意的是,不同模式对于南大洋吸热的模拟有较大差异,因此有必要在后续的研究中分析模式间差异来源及其背后的物理机制,以便更为清晰的认识南大洋海洋吸热的物理机制㊂参考文献:[1] T r e n b e r t h K E,F a s u l l o J T,B a l m a s e d a M A.E a r t h's e n e r g y i m-b a l a nc e[J].J o u r n a l o f C l i m a t e,2014,27:3129-3144.[2]C h e n g L,T r e n b e r t h K E,F a s u l l o J,e t a l.I m p r o v e d e s t i m a t e s o fo c e a n h e a t c o n t e n t f r o m1960t o2015[J].S c i e n c e A d v a n c e,2017, 3(3):e1601545.[3] R o e m m i c h D,C h u r c h J,G i l s o n J,e t a l.U n a b a t e d p l a n e t a r y w a r m i n ga n d i t s o c e a n s t r u c t u r e s i n c e2006[J].N a t u r e C l i m a t e C h a n g e,2015,5:240-245.[4]F y f e J C,M e e h l G A,E n g l a n d M H,e t a l.M a k i n g s e n s e o f t h e e a r l y-2000s w a r m i n g s l o w d o w 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利用船测近海层湍流热通量资料验证OAFlux数据集

1992年1111日1221oaflux热11日12月1992年12月2031日199323whoiwoodsholeoceanographicinstitutionadvancedveryhigh1999年7月28日8月19日和1999年8月23日waveimagereuropeancenterformediumrangeweatherforecastingnationalcentersforenvironmentalprediction2oaflux通ncep2和ecmwfyuetalyuandwellerqs098qsattropicaloceanglobal31atmospherecoupleoceanatmosphereresponsetogacoaretogacoare11月24日oaflux值fig1thetimeseriesofameanwindvelocitybwinddirectioncmeanseasurfacetemperaturedairtemperatureemeanairspecifichumidityfseasurfacespecifichumiditydailyprecipitationhnetshortwaveradiationandinetlongwaveradiationthestarlinerepresentsthetogacoaremeasuredvaluesonboardthedotlinerepresentsthevaluesofoafluxduringtogacoareexperimentsxuxiaohuietaltestingoafluxfieldbyusingtheshipborneheatfluxmeasurementsno3285433moaflux值002ms1002ms1oaflux值062325日即11月20日船11月16日船oaflux值002kkg1kg1oaflux值002gkg1kg1图1h和图1i中

研究活动

研究活动国家海洋局海洋生态系统与生物地球化学重点实验室（LMEB）科研概况国家海洋局海洋生态系统与生物地球化学重点实验室(Laboratory of Marine Ecosystem and Biogeochemistry, SOA；英文简写: LMEB) 是在国家海洋局第二海洋研究所原海洋化学研究室、海洋生物学研究室基础上，整合其它相关优势学科组建而成。

实验室主要面向我国海洋可持续发展的国家需求和海洋生态环境研究的前沿科学问题，重点开展海洋生态系统结构与功能，生源要素的生物地球化学循环，海洋污染及其生态效应、海洋监测技术和生物技术多学科交叉研究。

实验室主任为张海生研究员，学术委员会主任为唐启升院士。

LMEB第一届学术委员会组成学委会职务姓名职称专业工作单位主任唐启升院士海洋生态中国水产科学院黄海水产所张海生研究员海洋化学国家海洋局第二海洋研究所副主任丁德文院士环境科学国家海洋环境监测中心苏纪兰院士物理海洋国家海洋局第二海洋研究所徐洵院士生物技术国家海洋局第三海洋研究所戴民汉教授海洋化学厦门大学于志刚教授海洋化学中国海洋大学曲探宙研究员物理海洋中国极地办公室孙松研究员海洋生物中国科学院海洋研究所王东晓研究员物理海洋中国科学院南海海洋研究所委员宁修仁研究员海洋生物国家海洋局第二海洋研究所实验室现有固定人员41名，其中，研究人员34名，辅助人员7名。

研究人员中，有研究员10名，博士生导师2名，硕士生导师8名。

实验室设置“海洋生态学”，“海洋生物地球化学”，“海洋环境演变与生态效应”、“海洋环境监测与生物技术”四个研究方向。

设有原子吸收、营养盐分析、总有机碳分析、高效液相色谱、气相色谱、海洋标准物质研制与生产、初级生产力、浮游生物、底栖生物、微生物和电镜、无机有机前处理等15个实验室。

拥有近2000万元的内外业仪器设备。

2005-2006年，共承担各类纵横向科研任务72项，合同金额约2500万。

其中，国家自然科学基金7项（含重点1项），省基金4项，其它各类基金6项，国家和浙江省908调查和评价项目4项，大洋“十五”项目3项，国家“973”课题3项，科技部公益项目4项，横向项目11项。

南中国海海洋油气遥感调查研究_徐瑞松

南中国海海洋油气遥感调查研究徐　瑞　松(中国科学院广州地球化学研究所,广州　510640)摘要:对N OAA -11资料进行除云、大气订正和几何纠正后,用CH4、CH5波段进行SST 处理,用CH5、CH2、CH1作假彩色合成图,并对CH1、CH4、CH5波段灰度值与南海相关研究点的海面温度、重力、磁力异常和热流值等实测数据进行多元相关分析,通过观测比较和理论分析,解决了海洋油气遥感技术和应用模型等问题,为海洋油气资源的探测提供科学依据。

关键词:南中国海;油气异常;遥感调查;多元相关分析中图分类号:T P 79:P 744.4　文献标识码:A 文章编号:1001-070X (2003)01-0013-030　引言自20世纪70年代美国发射第一颗海洋观测卫星后,世界便进入海洋遥感时代,人们用海洋遥感资料从事海洋物理、海洋化学、气象、海洋生态环境、污染、海洋资源、海洋地质等多方面的研究。

在全球变化研究中,人们广泛利用多平台、多波段的遥感信息,对全球海洋环境、初级生产力、海洋资源、水色、碳总量、碳循环、水气交换及循环等进行全方位、大面积、定量化、自动化、全天候的动态观测研究(徐瑞松等,1990,1992,1993,1997年)。

1　区域概况南中国海位于S3°～N25°,E98°～E123°,为西太平洋最大的边缘海和世界上最大的热带海盆(插页彩片3),面积360多万km 2,地貌以海盆、海槽、海沟、大陆坡、大陆架和岛屿组成。

南海盆地为一长轴向北东—南西棱形海盆,海盆水深3600m 左右。

海沟多为北东向展布,其中最深者5559m 。

濒临华南大陆、印支半岛和印尼群岛的大陆架是世界上最平坦的大陆架,最宽处285km ,陆架最大水深150m 。

而濒临菲律宾的大陆架窄小陡峻。

海盆与陆架之间的水深为150～3000m 的大陆坡,坡度较缓,一般为1°～2°,最宽处555km 。

南海海气相互作用与海洋环流和涡旋演变规律

项目名称：南海海气相互作用与海洋环流和涡旋演变规律首席科学家：王东晓中国科学院南海海洋研究所起止年限：2011.1至2015.8依托部门：国家海洋局中国科学院二、预期目标本项目的总体目标：通过对南海海气相互作用动力和热力过程的研究，深入了解南海与邻近海域的关联，揭示南海上层海洋对季风和热带天气系统变化的快速调整规律，并阐明南海上层环流和涡旋对海气通量的反馈、区域海气耦合对南海热带天气系统的影响，提出南海海气耦合预测模型发展方向，为提升南海海洋物理环境预测水平和增强我国防洪抗旱和海洋气象灾害保障系统提供科学依据，同时为我国培养一批从事海洋与大气交叉学科研究的高水平科技人才。

对国家需求贡献体现在：通过对南海海气相互作用动力和热力过程的研究，深入了解南海与邻近海域的关联，揭示南海上层海洋对季风和热带天气系统变化的调整规律，并阐明南海上层环流和涡旋对海气通量的调制、区域海气耦合对南海热带天气系统的影响，发展南海海气耦合预测模型技术，为提升南海海洋物理环境预测水平和增强我国防洪抗旱和海洋气象灾害保障系统提供科学依据，同时为我国培养一批从事海洋与大气交叉学科研究的高水平科技人才。

理论和方法进展主要体现在：不同天气条件下的海气通量观测技术及高精度通量产品获取；南海海洋中尺度物理环境的地震学观测；冷暖中尺度涡旋与海气边界层的耦合机制探讨；混合层/温跃层/障碍层相互影响下的南海上层热力学机制揭示；区域海气多尺度耦合模型技术发展与完善。

在项目参加部门建设海气相互作用创新研究基地，并开展深入的合作研究；形成一批从事海洋与大气交叉学科研究的中青年学术骨干，8-10名为在该领域具有国际水平的科技人才;培养研究生40 名以上;发表论文80-120篇以上;召开国际学术会议2-3次。

五年预期目标:将完成以下研究内容：揭示影响南海海气边界层结构和海气通量交换的关键动力和热力过程，明确南海海气耦合的主要机制和不同天气背景和海况下的海气动量、热量和水汽交换规律；揭示海-气通量对南海日变化和天气尺度调整的响应和影响；基于南海高分辨率海洋数值模式，揭示南海环流在季节内、季节、年际时间尺度上的变化特征，及其空间结构特征；确定黑潮对南海多时空尺度环流的影响作用；通过实测资料和数值模式诊断南海西边界流的热盐输运、南海南部与印尼海水体与热盐交换通量；深入认识南海中尺度涡的空间分布形态，时间演变规律，季风风应力场与中尺度涡生消过程的关系；阐明中尺度涡的温、盐、流垂向结构、及其正压和斜压特性；量化评估南海西边界海域的平均流－涡动相互作用过程，阐明各个季节和不同年份平均流和涡旋之间动量、涡度以及能量交换过程，从而认识涡旋在南海环流季节转换过程中所扮演的重要角色，以及西边界流和涡旋相互作用过程的年际变化特征；揭示在南海海气相互作用背景下，南海上层海洋热力结构（包括海温、暖水、上层海洋热含量、海洋垂直层结、海气界面的热量及水汽交换等）的季节与年际时空演变特征及规律，阐明南海上层海洋的热力状况对热带天气系尤其是南海地区获得迅速发展的热带扰动的规律和机理。

中国通量观测网络(ChinaFlux

中科院知识创新工程重大项目中国陆地和近海生态系统碳收支研究简报项目办公室编第9期 2002年09月10日中国通量观测网络（ChinaFlux）正式启动自中国陆地和近海生态系统碳收支研究项目立项以来，碳通量微气象观测课题组的全体成员经过共同努力，已完成了仪器的采购、观测人员的技术培训、数据的采集分析及预处理工作。

到目前为止，长白山和千烟洲两站的碳通量观测设备已全部安装调试完毕，并且获得了中国陆地生态系统碳通量长期观测的第一批资料，标志着中国通量观测网络（ChinaFlux）正式启动。

现将近一时期的工作进展情况介绍如下：1．碳通量微气象观测仪器安装调试各实验台站的碳通量微气象观测仪器设备订购计划于2002年5月中旬完成。

所有仪器设备分两批发货，第一批碳通量涡度相关开路系统和常规气象系统设备已于7月15日全部安全运抵六个试验站，即长白山站、海北站、禹城站、鼎湖山站、千烟洲站、西双版纳站。

8月9日，第二批碳通量涡度相关闭路观测设备也运抵综合中心，并已发往各个安装台站，现已全部安全到达。

同时，从7月15日至8月12日，由我所水分分中心主任孙晓敏研究员带队，由美国Campbell公司在华代理Tempro公司的工程师以及其他相关人员组成的安装队伍分别前往长白山站和千烟洲站，完成了两站常规气象观测系统和涡度相关开路系统的安装调试工作。

8月15日，在美国Campbell公司副总裁Bertrand Tanner带领下，五位美国工程师抵达北京。

8月16日－8月24日期间，五位美国工程师及其在华代理Tempro公司的五位工程师完成了长白山站碳通量观测闭路系统设备的安装调试工作，并对其他仪器的安装情况进行了验收。

其他台站的有关观测人员也到现场观摩了整个安装调试过程，获得了对各仪器安装使用的初步认识。

全部人员于8月24日返回北京。

8月25日，美国Campbell公司的工程师分成两个工作小组，其中一组与我所孙晓敏研究员、Tempro公司工程师及其他相关人员一起组成安装队伍于当日前往第二个台站（千烟洲站）进行闭路系统设备的安装工作，至8月29日千烟洲站碳通量观测设备的安装调试工作全部完成，安装小组于8月30日全部返回北京。

热通量计算方法在开敞海域温排水模拟中的应用——以田湾核电站为例

热通量计算方法在开敞海域温排水模拟中的应用——以田湾核电站为例郑晓琴;堵盘军;徐丽丽;陈昞睿;费岳军【摘要】海气热通量对海气的热量交换具有重要的影响,能够很大程度地影响局部海域的热量扩散情况.在滨海电厂所在海域,由于温排水与环境水域温差引起的斜压效应,将对附近海域温度分布、局部环流结构变化等海洋生态环境造成影响,因此现有的数学模型要考虑海气热通量才能更加准确地模拟温排水造成的温升场.本文在了解田湾核电站温排水特点和附近海域潮流特征的基础上,应用FV-COM数值模式,采用《物理海洋学》中的海表面热通量计算方法,建立了田湾核电站附近海域温排水数值模型,对温排水造成的温升进行了模拟.模式考虑斜压效应,在排水口考虑了温排水的叠加效应,通过与实测资料比对表明:该文建立的田湾核电站温排水模型可以较好地模拟该海域的温度变化和温排水造成的温升变化.【期刊名称】《海洋预报》【年(卷),期】2014(031)002【总页数】8页(P80-87)【关键词】热通量计算方法;核电站温排水;数值模拟【作者】郑晓琴;堵盘军;徐丽丽;陈昞睿;费岳军【作者单位】国家海洋局东海预报中心,上海200081;国家海洋局东海预报中心,上海200081;国家海洋局东海预报中心,上海200081;国家海洋局东海预报中心,上海200081;国家海洋局东海预报中心,上海200081【正文语种】中文【中图分类】P732.61 引言温排水携热量进入海洋后主要有两个方面的热量交换[1]，一是高温的温排水与环境水体之间由于热湍流产生的海水内部的水平和垂直方向的热量交换；二是在海气界面处与大气的热量交换，包括太阳的短波辐射、海面有效回辐射、海水蒸发或凝结引起的潜热通量、海气温差引起的感热通量。

由于有这两方面热通量的存在，首先温差所产生的热浮力效应及热湍流输送，使温排水引起的温升场具有显著的三维结构特征，需要建立三维数学模型才能更加准确地模拟温排水引起的温升场[2-4]，同时现有的数学模型要考虑海气热通量才能更加准确地模拟温排水造成的温升场[5]。

海面通量交换对南海SST+增暖的可能贡献

世纪海面热通量各项变化的分析，对海表热通量在表层水温持续变暖中起到的作用进行初步的评估，试图探讨海表热通量在南海表层水温持续变暖中的重要性。

本文的第二、三部分分别介绍了研究使用的数据及研究方法，第四部分给出南海深水海盆SST 增暖的观测现实与模式模拟状况，第五部分中叙述了计算得到的各热通量及其分量对于增暖的定量贡献，最后是结论。

2 数据本文使用拓展重建的海表面温度数据ERSST [13]，（1854年至2000年月平均的海温数据，水平分辨率为2° × 2°）。

使用世界气候研究机构第三代耦合模式多模式数据集（WCRP-CMIP3, The World Climate Research Program’s Third Coupled Model Inter-comparison dataset ）中CGCM3.1(T47)、 CGCM3.1(T63)、CSIRO MK3.0、GFDL CM2.0模式（见表1）四个模式输出的与海-气界面相关的海洋、气象要素及热通量的逐月数据2（monthly run data ）。

表1 使用模式介绍Table 1 An introduction to the used models模式名大气模式1:模式名 2:分辨率 3:垂直分层海洋模式 1:模式名 2:分辨率 3:垂直分层时间建模机构CGCM3.1(T47)1: AGCM32:≈3.75° × 3.75° 3: 31 levels 1: MOM1.1 2:≈1.85° × 1.85° 3: 29 levels 2005Canadian Centre for Climate Modelling and Analysis, Canada 3CGCM3.1(T63)1: AGCM32:≈2.8° × 2.8° 3: 31 levels 1: MOM1.1 2:≈1.4° × 0.94° 3: 29 levels CSIRO MK3.01: mk3 AGCM2: ≈1.9° × 1.9° 3: 18 levels 1: MOM2.2 2: 1.9° × 0.8° 3: 31 levels 2001Commonwealth Scientific and Industrial Research Organization Atmospheric Research, Australia 4GFDL CM2.01: AM2P132: 2.5° × 2.0° 3: 24 levels1: OM3P4 2: 0.3°~1.0° × 1.0° 3: 50 levels2005Geophysical Fluid DynamicsLaboratory, USA 5使用美国商业部门（U.S. Department of Commerce ），国家海洋和大气管理局（NOAA ），国家地球物理数据中心（NGDC, National Geophysical Data Center ）（2006）的地形再分析产品ETOPO2v2，其水平分辨率为2′×2′，垂直方向精度为1 m 。

NCEP再分析资料和浮标观测资料计算海气热通量的比较-海洋科学

图 1(a)为海面 U10 时间序列。可以看出, NCEP 再分析资料与浮标观测风速变化趋势基本一致 (NCEP1、NCEP2 与浮标观测值的相关系数分别为 0.76,0.79); 在风速小于 11 m/s 时, NCEP1 和 NCEP2 风速资料一般要低于浮标观测风速, NCEP2 与浮标观测的风速更接近; 当风速大于 11 m/s 时, NCEP1 和 NCEP2 一般要高于浮标观测风速, NCEP1 与浮标观测的风速更接近。该结果与文献[15,16]存在相似性。
1.22 0.70 44.56 −13.30 21.47 9.15 28.83 50.95 23.09 22.45 0.65 79.14
0.27 0.22 45.56 −26.07 1.33 10.94 44.69 90.96 44.23 37.01 7.22 128.44
9.96 1.08 34.13 −4.24 201.98 2.33 41.41 32.19 19.26 28.16 1.61 42.16
关键词: NCEP 再分析资料; 浮标资料; 辐射通量; 感热通量; 潜热通量
中图分类号: P731
文献标识码: A
文章编号: 1000-3096(2011)12-0113-08
海-气热交换在海气相互作用过程中起着非常重要的作用。海表净热通量(Fnh)包括向下短波辐射通量(Fds)、向下长波辐射通量(Fdl)、向上短波辐射通量 (Fus)、向上长波辐射通量(Ful)、感热通量(Hs)和潜热通量(HL)。这些通量被用来驱动海洋模式并检验气象预报模式结果的可信度。但由于现场观测资料的匮乏, 我们对这些通量参数了解很少。目前使用最广泛的用于为海洋、大气模式提供初始场且验证模式结果正确与否的通量产品来自于 NCEP 再分析资料。 NCEP 再分析资料是由美国国家环境预报中心(NCEP)和国家大气研究中心(NCAR)协作, 对来源于地面、船舶、无线电探空、探空气球、飞机、卫星等气象观测资料进行同化处理后, 研制的全球气象资料数据库, 包含一天 4 次、日平均和月平均 3 种时间格式的数据。NCEP 再分析资料分为两个版本, 即 NCEP1(NCEP/NCAR Reanalysis 1)和 NCEP2(NCEP/ DOE Reanalysis 2)。NCEP2 是 NCEP1 的升级版, 两者具有相同的分辨率且用的是相同的原始观测数据, 其感热和潜热通量算法相同, 但两者在涉及到辐射通量的一些参数上、同化数据源和同化方法是不一样的[1-3]。关于 NCEP 再分析资料在世界大洋各个区域的可信性评估前人已经作了很多工作, 包括: 阿拉伯海[4]、热带太平洋[5-7]、东北大西洋[8-9]、拉布拉

南海海—气热交换的热通量分布

南海海—气热交换的热通量分布
程志强
【期刊名称】《热带海洋》
【年(卷),期】1996(015)002
【摘要】利用１９５１－１９９０年南海船舶报资料，用直接计算法，采用１°×１°网格，计算了南海海域的月平均感热通量和海面（蒸发）潜热通量。

结果是：感热通量和海面（蒸发）潜热通量的分布在冬季和夏季有很大的差别，季风对南海海－气热交换有明显的影响。

【总页数】5页(P74-78)
【作者】程志强
【作者单位】无
【正文语种】中文
【中图分类】P732.6
【相关文献】
1.南海海气界面潜热通量的分布特征及其对西南季风爆发影响的初步分析 [J], 王丽娟;王辉;闫俊岳;张增海
2.利用HOAPS资料研究南海海气界面热通量时空分布 [J], 王桂华;黄韦艮;王辉
3.基于CoL M模型的根分布对陆-气水热交换的影响研究：以玉米农田为例 [J], 蔡福;明惠青;米娜;张淑杰;谢艳兵;张玉书
4.根据地震资料反演南施特兰陆缘（南极洲）天然气水合物和游离气分布 [J], UmbertaTinivella;FlavioAccaino;AngeloCamerlenghi;陆敬安;罗文造;赵庆献;蔡
秋蓉
5.南设得兰陆缘地震数据反演中的天然气水合物和游离气分布 [J], UmbertaTinivella;F1avioAccaino;AngeloCamerlenghi;梁劲
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中国邻海海_气热量_水汽通量计算和分析

( 1) 计算海面吸收的太阳短波辐射时, 云遮系数 K c 取值随海区和季节而变化. 本文
根据从赤道到 40°N 29 个沿岸和岛屿站实测资料计算了不同月份每个纬度上的云遮系
数;
( 2) 使用 K ondo 算式[ 3] , 根据每次观测资料, 分别求取整体输送公式中的参数 CE、
CH . 计算结果 CE 随海区和季节而变化, 在中国邻海平均约为 1. 2×10- 3 ( 表 1) .
太平洋出现次大中心, 其值为 150～160 W / m2. 由黑潮主干区向西北方减小很快, 渤海及
1 期阎俊岳: 中国邻海海-气热量、水汽通量计算和分析
13
黄海西部降至最低. 南海大部水域为 125～150 W/ m 2, 中部及北部湾口较高, 两侧近岸略低. 8°N 以南的赤道水域, 低于 100 W / m2( 图 4) .
图 3 为 5 个代表海区净辐射年变
化曲线. 可以看出, 黄、渤、东海( 以 28
区及 59 区为代表) 和南海北部( 以 98
区为代表) 呈单峰型变化, 峰值在黄、
渤海出现的时间为 5 月, 向南推迟到 7
月. 南海中部 ( 以 142 区为代表) 和南
部( 以 228 区为代表) 净辐射年变化呈
黄、渤海比东海略高, 其值在 85～100 W / m2 之间, 这是因为太阳总辐射增大的缘故. 由于
黄、渤海西侧太阳总辐射高于东侧, 故净辐射呈西侧高于东侧的形势( 图 2)
海面净辐射季节变化明显. 1 月, 海面净辐射南北差异较大. 赤道附近为中国邻海之
冠, 8°N 以南达 150～170 W / m2, 由此向北降低很快. 东海东北部、渤海、黄海东部及日本
图 1 中国近海海面年平均吸收的太阳辐射( W / m2) 图 2 中国近海海面年平均净辐射( W / m2)

海表动量和热量通量的数值模拟

海表动量和热量通量的数值模拟
王万秋
【期刊名称】《大气科学》
【年(卷),期】1993(17)5
【摘要】本文分析了用ＩＡＰ两层大气环模式模拟的海表动量和热量通量，并将
其同Ｈａｎ等和Ｅｓｂｅｎｓｅｎ等的气候资料比较，模拟的热量通量与观测估计值有类似的水平分布和季节变化，但在中低纬地区有偏多的热量由海洋向大气输送，尤其１月北半球冬季中高纬西风动量通量中心位置偏东，赤道中西太平洋和大西洋的东风动量通量偏弱，南半球环绕南极的西风带模拟得过分弱（尤其在７月份），本文还检验了基本变量的变化和日际变化对计算海表动
【总页数】1页(P555)
【作者】王万秋
【作者单位】无
【正文语种】中文
【中图分类】P732.5
【相关文献】
1.南海西部秋季海表pCO2分布与海气CO2通量 [J], 许欣;于培松;蔡小霞;潘建明;胡佶;张海峰
2.2008/2009年冬季南海冷涌天气过程的海-气热通量交换及热量收支 [J], 王长科;黄磊;闫俊岳;孙启振;姚华栋;赵学华;陈长丘
3.寒潮过程中风浪对黄海海气热量通量和动量通量影响研究 [J], 王坚红;史嘉琳;彭
模;盛建明;苗春生
4.寒潮过程中风浪对黄海海气热量通量和动量通量影响研究 [J], 王坚红; 史嘉琳; 梁湘三; 彭模; 李志锦; 盛建明; 苗春生
5.南海东北部春季海表pCO_2分布及海-气CO_2通量 [J], 姜亦飞;王辉;乔然;吕洪刚;刘桂梅
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1986年东海与南海的海-气界面热量交换

1986年东海与南海的海-气界面热量交换吴迪生;杨会;魏建苏;俞胜宾;陈钜龙;张文静;周水华;张娟;夏华永【期刊名称】《热带气象学报》【年(卷),期】2009(025)003【摘要】采用实测资料计算1986年7-12月东海和南海观测海域海一气界面热量交换.结果表明:7-9月上旬,大气向观测海域输送热量是主要现象,因为这时的气温比水温高,潜热通量与感热通量出现反相变化.天气晴好,海洋大量吸热;9月中旬-12月,观测海域向大气输送热量是主要现象,东海表现得比南海更为明显,主要贡献来自潜热通量和感热通量.受冷空气影响时,感热通量重要;在热带辐合带和热带气旋系统内海气界面热量交换强烈,大气对海洋的响应为主.【总页数】7页(P307-313)【作者】吴迪生;杨会;魏建苏;俞胜宾;陈钜龙;张文静;周水华;张娟;夏华永【作者单位】国家海洋局南海分局广东广州 510300;国家海洋局南海分局广东广州 510300;江苏省气象台江苏南京 210008;国家海洋局南海分局广东广州510300;国家海洋局南海分局广东广州 510300;国家海洋局南海分局广东广州510300;国家海洋局南海分局广东广州 510300;国家海洋局南海分局广东广州510300;国家海洋局南海分局广东广州 510300【正文语种】中文【中图分类】P461.2【相关文献】1.南海台风状况下海气界面热量交换研究 [J], 吴迪生;邓文珍;张俊峰;何一金;白毅平;宋萍萍;詹进源;林晓能;陈惠君;郭卫平;王祖渊;曹勇生;蔡扬;唐元春2.东海台风状况下海-气界面热量交换 [J], 吴迪生;周水华;张娟;冯伟忠;庞海龙3.东海台风状况下海-气界面热量交换 [J], 吴迪生;周水华;张娟;冯伟忠;庞海龙4.2000年南海季风爆发前后西沙海域海-气热量交换特征 [J], 闫俊岳;姚华栋;李江龙;唐志毅;沙文钰;蒋国荣;李训强;肖义国5.热带西太平洋海—气热量交换特征的研究：Ⅰ.强冷空气过程对海—气热量交换的影 [J], 吴迪生因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

南海夏季风期间海-气通量整体输送系数分析

南海夏季风期间海-气通量整体输送系数分析
蒋国荣;何金海;王东晓;阎俊岳;姚华栋
【期刊名称】《气象学报》
【年(卷),期】2004(062)003
【摘要】利用2000年南海海-气通量观测资料,建立了南海季风期间海-气通量整体输送系数的计算公式;同时,利用2000和2002年观测资料与邻近海区同类公式进行了对比试验研究.结果表明,使用邻近海区的同类公式计算的海-气通量的误差高于新建立公式所得结果.因此,开展南海海-气通量观测试验对建立适合于南海的整体输送系数的计算公式是必要的.
【总页数】9页(P338-346)
【作者】蒋国荣;何金海;王东晓;阎俊岳;姚华栋
【作者单位】南京气象学院大气科学系,南京,210044;解放军理工大学气象学院二系,南京,211101;南京气象学院大气科学系,南京,210044;中国科学院热带海洋环境动力学实验室,广州,510301;中国科学院热带海洋环境动力学实验室,广州,510301;中国气象局国家气候中心,北京,100081;中国气象局国家气候中心,北京,100081【正文语种】中文
【中图分类】P4
【相关文献】
1.北冰洋海域极昼期间海-冰-气间湍流通量交换特征 [J], 曲绍厚;胡非
2.2002年南海夏季风爆发期间南海北部海气通量分析与比较 [J], 陈奕德;蒋国荣;
张韧;闫俊岳;姚华栋;唐志毅
3.1998年南海季风试验期间海-气通量的估算 [J], 姚华栋;任雪娟;马开玉
4.夏季风期间南海南部海区海-气通量交换浅析 [J], 林锡贵
5.2008年夏季风期间西沙海域海-气通量交换及热量收支 [J], 黄磊;王长科;闫俊岳;孙启振;姚华栋;赵学华;陈长丘
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中国近海海气界面热通量的反演

中国近海海气界面热通量的反演陈锦年;伍玉梅;何宜军【期刊名称】《海洋学报（中文版）》【年(卷),期】2006(028)004【摘要】应用卫星SSM/I(Special Sensor Microwave/Imager)和AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer)遥感资料,使用先进的海气通量计算方法(COARE3.0),计算了中国近海海气界面的感热和潜热通量.计算结果与南海西沙(2002年5月)和文昌(2000年10～11月)实测结果进行比较发现,应用遥感资料获得的海气界面热通量与实测结果非常一致.遥感获得的感热通量和潜热通量与西沙实测结果的均方根误差分别为2.9和29.9 W/m2,与文昌实测结果的均方根误差:2000年10月分别为4.42和43.05 W/m2,2000年11月分别为4.19和40.8 W/m2.与GSSTF2的结果相比,其时空分布变化特征基本一致.根据中国近海遥感资料(1988～2000年)的感热通量的分析,其均方根误差在10.1～12.4W/m2之间,多年平均均方根误差为11.7 W/m2.潜热通量的均方根误差在34.8～49.7 W/m2之间,多年平均均方根误差为43.2 W/m2.由此可以说明,利用遥感获得的热通量可以用来进行中国近海海气相互作用的研究以及作为我国气候预测研究的重要依据.【总页数】10页(P26-35)【作者】陈锦年;伍玉梅;何宜军【作者单位】中国科学院,海洋研究所,山东,青岛,266071;中国气象局,广州热带海洋气象研究所,广东,广州,510080;中国科学院,海洋研究所,山东,青岛,266071;中国科学院研究生院,北京,100039;中国科学院,海洋研究所,山东,青岛,266071【正文语种】中文【中图分类】P732.6【相关文献】1.利用卫星数据反演中国近海气溶胶浓度及干沉降通量 [J], 孙榛;孟灵;高会旺;王健稳2.全球海气界面潜热通量产品对比研究 [J], 杨新飞;管磊3.海-气界面热通量算法的研究及在中国近海的应用 [J], 褚健婷;陈锦年;许兰英4.中国近海及其邻近海域海气热通量的模式计算 [J], 周明煜;钱粉兰5.双通道算法与MODIS算法反演中国近海气溶胶光学特性的对比研究 [J], 刘毅;董海鹰;管兆勇因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

NCEP再分析资料和浮标观测资料计算海气热通量的比较-海洋科学

NCEP 再分析资料和浮标观测资料计算海气热通量的比较
黄艳松1,2, 宋金宝1
(1．中国科学院海洋研究所环流与波动重点实验室, 山东青岛 266071; 2. 中国科学院研究生院, 北京 100039)
摘要: 对来自于美国国家环境预报中心公布的 NCEP1、NCEP2 再分析资料和来自于定点布放在黄海北部的浮标观测资料进行了比较和分析。结果是: NCEP 再分析资料中的海表气象参数(风速、湿度、气温、海表温度)是可信的。在统计意义上, NCEP2 给出的海表气象参数比 NCEP1 与浮标观测值更接近, 而净辐射通量则是 NCEP1 更接近于浮标观测值; 使用更合理的块体公式计算出的湍流热通量来代替 NCEP 数据库中已计算好的湍流热通量来驱动海洋模式是很有必要的; 与应用浮标观测资料计算的净热通量相比较, NCEP1 的再计算净热通量低估了 42%, 而 NCEP2 的再计算净热通量高估了 5%。使用混合风场(高风速下采用 NCEP1 的风速资料, 其余情况下使用 NCEP2 的风速资料)计算的再计算湍流热通量与浮标观测结果更加接近。这为研究中国近海选用合适的再分析资料提供了借鉴和参考。
关键词: NCEP 再分析资料; 浮标资料; 辐射通量; 感热通量; 潜热通量
中图分类号: P731
文献标识: A
文章编号: 1000-3096(2011)12-0113-08
海-气热交换在海气相互作用过程中起着非常重要的作用。海表净热通量(Fnh)包括向下短波辐射通量(Fds)、向下长波辐射通量(Fdl)、向上短波辐射通量 (Fus)、向上长波辐射通量(Ful)、感热通量(Hs)和潜热通量(HL)。这些通量被用来驱动海洋模式并检验气象预报模式结果的可信度。但由于现场观测资料的匮乏, 我们对这些通量参数了解很少。目前使用最广泛的用于为海洋、大气模式提供初始场且验证模式结果正确与否的通量产品来自于 NCEP 再分析资料。 NCEP 再分析资料是由美国国家环境预报中心(NCEP)和国家大气研究中心(NCAR)协作, 对来源于地面、船舶、无线电探空、探空气球、飞机、卫星等气象观测资料进行同化处理后, 研制的全球气象资料数据库, 包含一天 4 次、日平均和月平均 3 种时间格式的数据。NCEP 再分析资料分为两个版本, 即 NCEP1(NCEP/NCAR Reanalysis 1)和 NCEP2(NCEP/ DOE Reanalysis 2)。NCEP2 是 NCEP1 的升级版, 两者具有相同的分辨率且用的是相同的原始观测数据, 其感热和潜热通量算法相同, 但两者在涉及到辐射通量的一些参数上、同化数据源和同化方法是不一样的[1-3]。关于 NCEP 再分析资料在世界大洋各个区域的可信性评估前人已经作了很多工作, 包括: 阿拉伯海[4]、热带太平洋[5-7]、东北大西洋[8-9]、拉布拉

黄海西部海洋湍流的观测与分析的开题报告

黄海西部海洋湍流的观测与分析的开题报告一、选题背景及意义海洋湍流是指海洋中发生的各种形状和尺寸的不规则流动，是海洋动力学的重要研究对象，也是海洋环境、气候变化等方面研究的基础。

在黄海西部海域，海洋湍流的研究还比较薄弱，缺乏系统性的观测和分析，因此有必要对该海域进行深入的研究。

二、研究内容本次研究的主要内容包括：1.设计合理的观测方案，通过现场调查和实验，采集黄海西部海域的实测数据。

2.对采集的实测数据进行处理和分析，找出湍流运动的特征，包括涡旋大小和强度、湍流耗散等参数。

3.建立黄海西部海域的湍流模型，模拟湍流运动的过程，验证模型的准确性。

4.探讨黄海西部海域的湍流活动对海洋环境和生态系统的影响。

三、研究方法本次研究主要采用以下方法：1.基于现场观测，分析湍流运动的时空分布规律。

2.利用数值模拟方法，建立黄海西部海域湍流模型，预测湍流的运动情况。

3.对湍流参数进行统计分析，探讨湍流活动对生态系统的影响。

四、进度安排1.前期准备阶段：了解黄海西部海域的地质和气象条件，确定研究方向和目标。

2.现场观测阶段：进行实地调查和观测，采集实测数据。

3.数据处理和分析阶段：对采集的实测数据进行处理和分析。

4.数值模拟和模型验证阶段：建立湍流模型，预测湍流的运动情况，并进行模型验证。

5.完成论文撰写和答辩阶段：完成论文撰写，准备参加答辩。

五、预期成果通过本次研究，预期能够得出以下成果：1.得出黄海西部海域湍流运动的特征和规律，为海洋环境和生态系统研究提供基础数据和依据。

2.建立黄海西部海域的湍流模型，预测湍流的运动情况，提高我们对该海域的了解和认识。

3.撰写一篇关于黄海西部海洋湍流的研究论文，对相关领域的研究工作做出贡献。