东中国海热通量及热收支变化研究
全球气候变化对海洋环流、海洋热量输送、海洋碳循环等海洋物理过程的影响及其反馈机制研究
全球气候变化对海洋环流、海洋热量输送、海洋碳循环等海洋物理过程的影响及其反馈机制研究摘要全球气候变化正在深刻地改变着地球的物理环境，其中海洋作为地球最大的热量储存库，扮演着至关重要的角色。
本文将围绕全球气候变化对海洋环流、海洋热量输送、海洋碳循环等海洋物理过程的影响及其反馈机制展开研究。
文章首先阐述了全球气候变化的现状和趋势，以及其对海洋物理过程的影响机制；其次，分别从海洋环流、海洋热量输送和海洋碳循环三个方面探讨了气候变化的影响及其反馈机制；最后，展望了未来海洋物理过程的研究方向和应对气候变化的挑战。
关键词：全球气候变化，海洋环流，海洋热量输送，海洋碳循环，反馈机制一、引言近年来，全球气候变化导致地球温度上升，冰川融化，海平面上升，极端天气事件频发等一系列问题，对人类社会和自然生态系统造成了巨大影响。
海洋作为地球最大的热量储存库，在调节全球气候方面发挥着至关重要的作用。
全球气候变化对海洋物理过程的影响，包括海洋环流、海洋热量输送、海洋碳循环等，是一个复杂且重要的研究领域，对其深入研究将有助于我们更好地理解气候变化的机制，并为应对气候变化提供科学依据。
二、全球气候变化对海洋物理过程的影响机制全球气候变化对海洋物理过程的影响主要体现在以下几个方面：2.1 温室气体浓度增加人类活动排放的温室气体，如二氧化碳、甲烷、氧化亚氮等，导致大气中温室气体浓度大幅度上升，从而增强了地球的温室效应，导致全球温度升高。
海水温度上升会影响海洋环流、海洋热量输送以及海洋生物的生存环境。
2.2 海平面升高随着全球气温升高，冰川融化以及海水热膨胀，海平面正在不断上升。
海平面上升会淹没沿海低洼地区，对人类社会造成重大影响，同时也会改变海洋环流模式，进而影响海洋热量输送和海洋碳循环。
2.3 海洋酸化大气中二氧化碳浓度的增加会导致海洋吸收更多的二氧化碳，从而降低海水pH值，即海洋酸化。
海洋酸化会影响海洋生物的生长和繁殖，并改变海洋碳循环过程。
海洋热收支方程
海洋热收支方程
海洋热收支方程是一个描述海洋能量流动的基本方程，它考虑了海洋表层的各种热量交换过程。
具体来说，海洋热收支方程可以表述为：Qt = Qs (1 - α) - Qb + Qe + Qh + Qa + Qw
在这个方程中：
Qs 是来自太阳和天空的总短波辐射量。
α 表示海面对短波辐射的反射率。
Qb 是海面的有效长波辐射。
Qr 是海面辐射热量收支差额，也被称为海面辐射平衡。
Qe 是海面蒸发消耗的热量（或凝结潜热）。
Qh 是海面和大气之间感热交换的量。
Qa 和Qw 分别代表海洋内部的水平和铅直方向的热量输送，也称为海洋内部的热量交换（QV）。
Qt 是海洋表面积累的热容量的变化，也就是海洋表层热量总收支的差额。
黄海与东海海域底层水温影响因素研究
黄海与东海海域底层水温影响因素研究摘要根据ROMS海洋模式输出的1958—2005年东中国海水文要素数据、美国国家环境预报中心的位势高度场资料，对影响中国东部近海6个代表性区域热含量（代表底温）的因素进行了研究。
结果表明：对黄海与东海研究海域底层温度而言，在季节变化上，热量的平流输送抑制了暖流区底层温度的季节变化，扩大了冷流区的季节差异。
在年际变化上，离岸海域（特别是黄海中部）的平流热输送作用在春、夏季节较为明显。
关键词热含量；底层水温；热量输送；影响因素；黄海；东海地球表面约71% 为海洋所覆盖。
在海洋中，海温与热含量有着密切的关系。
海表面温度的季节变化会简单的由局地的通过混合层内的热通量进行调整[1]。
近海海温和热含量的变化基本受2个方面的影响，即海气净热通量和海洋热平流[2]。
目前的观测事实表明全球平均气温、海温升高，大范围冰雪融化以及海平面上升[3]，对中国近海的水文要素也产生了一些影响。
汤明义等[4]分析了黄海冬季水温的垂向和水平分布，指出黄海垂向上在风力作用下混合的比较均匀，水平上受到黄海暖流、黄海沿岸流等不同流系的影响差异较大。
刘凤树[5]指出东中国海环流的形成主要是黑潮作用的结果，风的效应仅起调节作用。
由此可见，近海的环流及热量输送是黑潮作用下，受季风影响而形成的，对水平方向的热量分布具有重要影响。
由于渤海、黄海、东海海域水深较浅，海洋的记忆能力较弱，其年际变化信号主要受外部变异信号的影响。
张松等[6]发现东亚季风的年际变率与中国东部近海海表面温度整体的年际变率一致性较好，指出该海域处于东亚季风区，作为海洋的主要驱动力之一的季风，其变化对渤海、黄海、东海海洋环境产生重要影响。
中国近海有广阔的大陆架，除南海的中南部外，近海大部分海域的水深呈自西北向东南倾斜、深度浅（200 m以内）、坡度平缓等特点。
这使得东亚季风对中国近海环境有较强的作用，成为影响中国近海水温的重要因子之一[7]。
混合层热收支单位
混合层热收支单位
混合层热收支单位是指在气象学和气候学中用于描述和度量混合层内热量收支状况的单位。
混合层是指大气中温度和湿度随高度变化不大的层次，通常位于对流层的中下部。
在这个层次内，热量收支对气候变化和天气形成具有重要意义。
混合层热收支单位主要有以下几种：
热通量单位：热通量单位用于描述热量在垂直方向上的传输速率，通常用瓦/平方米（W/m ²）表示。
在混合层内，热通量包括显热通量和潜热通量两部分，它们分别表示由于温度和湿度变化引起的热量传输。
热量单位：热量单位用于描述在某一时间段内混合层内热量的累积量，通常用焦耳（J）表示。
在气候学中，常用的热量单位有卡路里（cal）和千卡（kcal），它们之间的换算关系需要根据具体的温度和湿度条件进行计算。
能量平衡单位：能量平衡单位用于描述混合层内能量平衡状况的单位，包括辐射平衡、感热平衡、潜热平衡等。
这些单位通常用于描述气候系统的能量收支状况，对于气候模型的建立和模拟具有重要意义。
在实际应用中，混合层热收支单位的选择和使用需要根据具体的研究目标和数据条件进行选择和调整。
同时，为了更好地理解和预测气候变化和天气形成，需要加强对混合层热收支的观测和研究，不断完善和改进相关模型和方法。
CMIP5模式对中国近海海表温度的模拟及预估
CMIP5模式对中国近海海表温度的模拟及预估宋春阳;张守文;姜华;王辉;王大奎;黄勇勇【摘要】基于观测和再分析资料,利用多种指标和方法评估了国际耦合模式比较计划(CMIP5)中21个模式对中国近海海温的月、季节和年际变化模拟能力.多模式集合能够再现气候平均意义下近海海温的空间分布特征,但量值上存在一定的低估.在渤海和黄海,集合平均与观测差别比较明显.在年际尺度上,与观测数据对比,模式模拟海温与Nin03指数相关性较小.中国近海海表面温度在1960-2002年有明显的升高趋势,从2003年开始增温趋缓.评估结果表明,ACCESS1.0、BCC-CSM1.1、HadGEM2-ES、IPSL-CM5A-MR、CMCC-CM、FGOALS-g2、CNRM-CM5-2、INMCM4八个模式对中国近海海温的变化有较好的模拟能力.利用ACCESS1.0、INMCM4、BCC-CSM1.1、IPSL-CM5A-MR、CMCC-CM这5个模式结果对中国近海海温未来的变化进行了预估.在RCP4.5、RCP8.5情景下,未来近100年中国近海海温有明显升高趋势,最优模式多模式集合平均增温分别可达到1.5℃、3.3℃,净热通量变化和平流变化共同促进了东海升温.【期刊名称】《海洋学报（中文版）》【年(卷),期】2016(038)010【总页数】11页(P1-11)【关键词】中国近海海温;CMIP5;模式评估;未来预估【作者】宋春阳;张守文;姜华;王辉;王大奎;黄勇勇【作者单位】国家海洋环境预报中心,北京100081;国家海洋环境预报中心,北京100081;国家海洋环境预报中心,北京100081;国家海洋局海洋灾害预报技术研究重点实验室,北京100081;国家海洋环境预报中心,北京100081;国家海洋局海洋灾害预报技术研究重点实验室,北京100081;国家海洋环境预报中心,北京100081;国家海洋环境预报中心,北京100081【正文语种】中文【中图分类】P732IPCC第五次评估报告[1]对全球气候变化等进行了评估，对全球及典型区域的气候变化进行了详细的分析和预估，成为国际社会认识和了解气候变化问题的主要科学依据。
【国家自然科学基金】_夹卷_基金支持热词逐年推荐_【万方软件创新助手】_20140802
2011年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
2011年 科研热词 西北干旱区 热力学方法 混合层 海表热力强迫 海洋平流 浮力夹卷 水汽输送 暴雨 感热 对流边界层高度 垂直夹卷 南海季风 北太平洋 副热带模态水 "碧利斯" 推荐指数 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
2014年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14
科研热词 夹卷 雷达遥感 过程影响 边界层对流 起步阶段 示踪物传输 混合过程 淡积云 气溶胶 数值模拟研究 对流边界层 大涡模拟 大尺度模式 参数化方案
推荐指数 2 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
2009年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8
科研热词 长期变化趋势 热通量 热含量 平流 夹卷 东北印度洋 东中国海 sst
推荐指数 1 1 1 1 1 1 1 1
2010年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17
科研热词 推荐指数 大涡模拟 2 质量变化 1 覆盖逆温 1 被动标量 1 生物质燃烧 1 沙尘大气物理约束方程组 1 正压 1 斜压 1 对流边界层 1 季风 1 夹卷速度 1 夹卷层结构参数 1 夹卷层厚度 1 垂直输送 1 卷云砧 1 切变对流边界层 1 两相流 1
2013年 序号 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23
2013年 科研热词 推荐指数 黄土高原 1 高原低涡 1 边界层参数化方案 1 边界层参数化 1 热通量 1 热收支 1 潜热通量 1 潜沉 1 混合层深度 1 暖池 1 数值模拟 1 数值天气预报 1 感热通量 1 孟加拉湾 1 夹卷过程 1 太平洋年代际震荡(pdo) 1 大气边界层 1 参数化方案 1 单柱模式 1 北太平洋 1 中部模态水(cmw) 1 wrf模式 1 grapes模式 1
第四章 海洋中的热收支和水平衡
世界大洋的热量
• 海洋与大气的感热交换 • 感热交换主要取决于海面风速（波浪）和 海-气温差。一般冬季比夏季交换量大 • 年平均的感热通量为2到42w/m2，海洋失 去热量 • 世界大洋通过感热交换向大气输送热量， 仅相当于辐射平衡热盈余的10%
世界大洋的热收支
海洋热收支随纬度的变化
• 海面热收支随纬度的变化 • 赤道海温为何不持续上升而高纬海域海温持续降 低？
世界大洋的热量
• 海洋中的全热量平衡
Qt = QS − Qb ± Qe ± Qh ± QZ ± QA
的绝对值越大时，则相应地升温或降温 的速率越快，Qt 为零时，对应于温度的极大 值或极小值 • 一天中水温最大值出现在午后1~3时左右， 一年中水温最大值出现在8月，而不是6月 （北半球）
Qt
海洋中的水量平衡
海水的颜色
• 大洋水的透明度较大，越靠近岸边，海水变得浑 浊，透明度逐渐减小 • 大洋水有利于波长为0.4~0.5μm的光通过，由于 水分子的散射，所以海水呈深蓝色。 • 近岸水利于较长波段的光通过，水色逐渐变浅 • 为什么乌云密布时，海色阴沉，晴空万里时，海 色蔚蓝？
大气海洋的热收支平衡
• 热带海洋是驱动大气环流的主要热源 • 海洋夏天吸收热量、冬天放出热量对气候 起到调节作用 • 由海流传递的热量不稳定，传递过程中会 发生剧烈的变化
海-气界面热收支
• 穿过某单位界面传递的热量，称之为热通量 • 通过海-气界面的各种能量通量之和必须为0，否 则会海洋会被加热或冷却 • 热收支：进入和逸出某水体的各种热通量之和 • 海面热收支的主要因子有：太阳辐射、海面有效 回辐射（红外）、蒸发或凝结潜热和感热交换
辐射定律
• Stefan-Boltzmann定律 任何高于0K的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与 绝对温度的4次方成正比（F为辐射体的透明系数，绝对黑体为1） E = Fσ TK4
问题4 热量收支(热点题型狂练)-2024年高考地理热点题型直击
收支类问题4热量收支（真题回顾·提分干货·热点狂练）真题统计考点分布考情分析/热点解读2024年浙江1月卷第24~25题海——气之间的热量交换温度的特征及变化都能从热量收支的角度进行分析，而温度在地理事象相互关系的分析中，处于极其重要的位置，这就决定了热量收支分析在高考试题中极高的考查频次。
高考常以区域温度统计图表、等温线图等为材料，从大气运动、海一气相互作用等角度切入命题。
2022年辽宁卷第14~16题影响气温的因素2022年福建卷第4~6题温度变化特征及其影响因素2021年北京卷第3~4题影响气温的因素…………（2024·浙江1月卷·24~25题）海—气间通过潜热（海水蒸发吸收的热量或水汽凝结释放的热量）、长波辐射等方式进行热量交换，并通过大气环流和大洋环流调节不同纬度间的水热状况。
下图为北半球夏季大气潜热释放对局地气温变化的贡献。
完成下面小题。
注：垂直方向为非等高比例1．关于大气潜热释放的纬度差异及其主要原因的说法，正确的是（）A．0°～10°潜热释放高度较高，气流辐散上升强烈B．30°～40°潜热释放数量较少，信风干燥抑制蒸发C．50°～60°潜热释放高度较低，锋面气旋抬升受限D．80°～90°潜热释放数量最少，极地东风摆动较小2．在海—气系统内部（）A．大气降水，将能量直接传递给了海洋表面B．大气辐射和运动，消耗从海洋获取的热量C．海面反射太阳辐射，增加了大气潜热释放D．海面水分蒸发凝结，促使海水产生了运动【答案】1．C 2．B【解析】1．0°-10°气流辐合上升强烈，而不是辐散，A错误；信风干燥有利于蒸发，B错误；50°-60°气温较低，锋面气旋抬升受限，因此潜热释放高度较低，C正确；极地东风风力强劲，极地东风摆动较小利于蒸发，有利于潜热释放，D错误。
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东中国海热通量及热收支变化研究
东中国海位于北太平洋西侧,拥有世界上最宽广的陆架海域之一。
黑潮作为北太平洋重要的西边界流,沿东中国海陆架外缘和陆坡之间向北流动,对中国近海的温盐和环流结构产生重要的影响。
在东中国海环流系统中,黑潮、台湾暖流、对马暖流及黄海暖流等共同组成东中国海的外海流系,构成海水进出东中国海的主要通道。
深入研究这样一个复杂的海洋系统中海气之间相互作用的特征和机制以及大洋对陆架边缘海的影响,将更好的理解黑潮在东中国海物理环境场变化中的作用,有助于我们认识大尺度海洋环流及海气相互作用,具有重要的科学意义。
本文在回顾前人研究的基础上,从热通量和热收支的角度对黑潮及中国东部陆架边缘海进行研究。
利用已有的客观分析海气热通量数据和海洋同化资料,揭示东中国海海表面热通量的季节变化规律,通过分析季节时间尺度上海表面温度变化与海表面热通量的关系,研究黑潮平流项在海表面温度和海表面热通量变化中的控制机制,揭示黑潮在西北太平洋陆架边缘海海气耦合系统中的关键作用。
基于长时间序列的海表面热通量资料以及海洋再分析资料,分析东中国海海域潜热通量的长期变化特征,并探讨与局地和太平洋海域影响因素的关系。
从黑潮对东中国海热通量和热收支的角度探讨东海陆架边缘海与黑潮的相互作用,进一步认识中国东部陆架海环流,温度和盐度结构以及热量收支情况,确定黑潮向陆架热量通量输运及变化的成因及动力过程,探讨东中国海热含量在年际时间尺度上变化特征及影响因素。
为了理解东中国海海表面热通量和海表面温度的季节变化特征及变化机制,利用来自客观分析海气热通量产品(OAFlux)和国际卫星云气候计划(ISCCP)的海表面净热通量资料,分析了西北太平洋陆架边缘海海气热
通量的季节变化,及其在海表面温度季节变化中的作用。
海表面净热通量的季节变化由潜热通量的季节变化决定。
考虑净热通量和海表面温度的关系,东中国海可以被分为两个区域：在黑潮以外近岸海区,海表面温度的变化由海表面净热通量所强迫；而在黑潮及其延伸体海区,热通量是对由平流引起的海表面温度变化的响应。
海气比湿差是联系海表面热通量和海表面温度的关键变量,并解释了沿黑潮海域的最大失热。
黑潮的热量输运使得沿黑潮及其延伸体失热时间更长。
海洋热含量的正异常值与在黑潮流域的最大失热相对应。
研究认为海洋热平流项决定了热含量的基本变化,进而决定了海表面净热通量的基本变化。
在年际以上时间尺度上,利用1958-2008年OAFlux潜热通量资料,分析了东中国海海域潜热通量的长期变化特征,并探讨了与局地和太平洋海域影响因素的关系。
结果表明：近50年东中国海潜热通量显著增加,沿黑潮主轴增幅最大。
通过分析阿留申低压区(30°N-60°N,160°E-140°W)风场的变化,发现其风应力旋度与东中国海潜热通量变化的主要影响因素海气比湿差存在显著的正相关,表明可能是北太平洋风应力旋度的变化而不是东中国海域风场的变化导致了潜热的长期增加。
超前和滞后相关分析表明,东中国潜热通量的变化比北太平洋风应力旋度的变化存在4年左右的延迟,可能是副热带环流对风场变化调整所需的时间。
在海表面热通量研究的基础上,利用在东中国海局部加密的全球海洋模式,我们研究了东中国海的热量收支情况。
模式结果表明穿过台湾海峡,对马海峡以及台湾和日本之间200米等深线的时间平均的温度通量分别为0.20PW,0.21PW和0.05PW。
进入东中国海的剩余热通量为0.04PW,这与时间平均的海表面失热相平衡。
穿过200米等深线的涡动温度通量为0.005PW,占总温度通量的11.2%。
黑潮向岸的温度通量主要有两个来源,黑潮在台湾以东的入侵和九州岛西南的入侵。
由风应力引起的东中国海中的Ekman温度通量与黑潮向岸的温度通量表现出相同的季节循环和振幅,在秋季最大,夏季最小。
我们认为Ekman温度通量决定了黑潮向岸温度通量的季节变化。
此外,上层海洋热含量的年际变化主要由热平流项决定,局地大气强迫作用较小。