南黄海海气热通量观测及其与OAflux数据集比较研究
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
Ｊ Ｏ ＤＣ （ Ｊ ａ ｐ ａ ｎ Ｏｃ ｅ ａ ｎ ｏ ｇ ｒ ａ ｐ ｈ ｉ ｃ Ｄａ ｔ ａ Ｃ ｅ ｎ ｔ ｅ ｒ ） 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 。Ｃ ｈ ｕ等 利 用 ＭＯ ＯＤ Ｓ（ ｕ． Ｓ ．Ｎａ ｖ ｙ ’ Ｓ ｉ ｃ Ｏｂ ｓ ｅ ｒ ｖ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ Ｄ ａ ｔ ａ Ｓ ｅ ｔ ） 和Ｃ ＯＡＲ ＤＳ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 ： １ ６ ７ １ － ６ ６ ４ ７ （ ２ ０ １ ３ ） ０ 卜０ ０ ４ ３ — １ ２
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 Ｓ ｗ— 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 １ ９ ７ ８ —１ ９ ９ ５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 。Ｈｉ ｒ ｏ ｓ ｅ等 对 Ｃ ＯＡＲ Ｄ ｓ（ Ｃ ｏ ｏ ｐ ｅ ｒ ａ ｔ ｉ ｖ ｅ Ｏｃ ｅ ａ ｎ ／ Ａｔ ｍｏ ｓ ｐ ｈ ｅ ｒ ｅ Ｒｅ —
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
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。
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南黄海海气热通量观测及其与OAflux数据集比较研究肖斌;乔方利;吕连港【摘要】Three comprehensive cruises were conducted in the South Yellow Sea in 2007 to investigate the radiation and flux-related meteorological and oceanic data including air temperature, humidity, wind speed and SST etc. Both the sensible and the latent heat fluxes were calculated and the seasonal characteristics of air-sea heat flux were analyzed. The results show that the averaged latent heat flux in the South Yellow Sea is 80. 7W/m2, 5. 6 W/m2 and 142. 1 W/m2 in winter, spring and autumn, respectively and the sensible one is 32. 0 W/m2, —12. 5 W/m2 and 18. 9 W/m2, respectively. The air-sea heat flux data observed in the three cruises are compared to the OAflux dataset. It is found that the OAflux dataset fit well with the data observed in winter in 2006—2007, with a mean square deviation being 15. 3 W/m2 for the sensible heat flux and 21. 4 W/m2 for the latent one, but there are obvious differences in the latent heat flux in spring (the mean square deviation being 28. 4 W/m2) and in both the sensible and the latent heat fluxes in autumn (the mean square deviation being 20. 5 W/m2 and 57. 5 W/m2 respectively). Further investigation suggests that the air-humidity difference present between the OAflux dataset and the data observed in the cruises could be responsible for the difference in the latent heat flux in spring in 2007, whereas the differences in heat fluxes in autumn are mainly attributed to the difference in SST.%2007年在南黄海进行了3个航次的热通量观测,包括长、短波辐射,近海表空气温度、湿度,风速,海表皮温等观测数据.依据计算的冬季、春季、秋季三个航次的海气热通量分析了热通量不同季节特征,南黄海海域冬季、春季和秋季平均潜热通量分别为80.7 W/m2,5.6 W/m2和142.1W/m2,感热通量分别为32.0 W/m2,-12.5W/m2和18.9 W/m2(海洋向大气传递为正).将国际较为通用的OAflux数据集与3个季节观测数据做了逐点的比对,作为对OAflux数据集在南黄海海域的评估,结果显示:OAflux数据集热通量结果与观测数据在2006-2007年冬季最为接近,感热和潜热通量均方差是15.3 W/m2和21.4 W/m2.春季的潜热通量存在明显偏差,均方差为28.4 W/m2.秋季的感热和潜热通量均存在显著偏差,均方差分别为20.5W/m2和57.5 W/m2.导致春季偏差的主要原因是OAflux数据集和现场观测的近海表空气湿度差异,而秋季偏差则应主要归因于海表温度的偏差.【期刊名称】《海洋科学进展》【年(卷),期】2013(031)001【总页数】12页(P43-54)【关键词】热通量观测;南黄海;COARE3.0;OAflux【作者】肖斌;乔方利;吕连港【作者单位】国家海洋局第一海洋研究所,山东青岛266061;海洋环境科学和数值模拟国家海洋局重点实验室,山东青岛266061【正文语种】中文【中图分类】P732.6海洋和大气之间的热量传递是研究海—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[1]。
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[4]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[5]对COARDS(Cooperative Ocean/Atmosphere Research DataService),NODC(National Oceanographic Data Center)，SD2(Oceanographic Station Data), JODC(Japan Oceanographic Data Center)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[6]利用MOODS (U.S. Navy’s Master Oceanographic Observation Data Set)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。
与东海海域相比，黄海海域可用的数据明显偏少，从而导致在此海域计算得到的热通量数据不准确。
2007年3个航次的热通量观测加深了我们对南黄海海域热通量季节变化特征的准确了解。
热通量的数据基本有下面4种：走航观测、卫星数据、模式再分析数据和浮标观测。
各种数据都有不同特点。
走航观测数据的优点是精确度高，一直以来计算海气通量气候态的主要方法[7]，缺点是成本高，数据覆盖海域有限,不能满足时间和空间连续性要求，因此利用有限的观测资料对已有的数据集进行比对就成为更有效利用观测资料的一种方法[8-9]。
随着卫星遥感技术的不断发展和提高，国内利用卫星遥感资料反演中国近海海面热通量和亚印太边缘海海气热通量产品[10-16]增多。
利用2007年南黄海通量走航观测中得到的大气与海洋数据(包括近海表空气温度、相对湿度、海表温度和风速等)，用整体参数法[17]计算相应的海气热通量。
针对感热通量、潜热通量以及通量相关变量的季节特点进行分析，并与常用的通量数据集进行比对，为黄海海域热通量研究提供参考。
1 观测与方法图1 2007年3个航次的观测数据点及OAflux数据格点编号Fig.1 The observed data points of the three cruises in 2007 and the grid points of OAflux dataset1.1 观测2007年在中国南黄海进行了3个航次的多学科综合海洋调查(图1)。
调查中获得与海气热通量相关的气象和海洋观测数据。
图1中黑点为3个航次观测航线的OAflux(Objectively Analyzed air-sea Flux)数据格点及编号。
这3个航次都由青岛沿岸海域的观测开始，其中冬季、秋季航次走航顺序是在调查海域由南向北，春季航次中走航顺序则是由北向南。
冬季航次时间是2007-01-08—02-05，春季航次时间是04-03—27，秋季航次时间为10-06—11-05。
关于此次调查航次的详细信息可参见文献[18]。
主要测量要素包括温度、湿度探头(HMP45C)测量空气温度和湿度；红外皮温传感器(IRR-P)测量海表皮温；日辐射强度计测量来自太阳和大气漫射的短波辐射，波段为310～2 800 nm；长波辐射表用来测量长波辐射，波段4.5～40 μm。
风速、气压等气象资料来自船舶气象仪。
1.2 数据处理方法资料在后期经过分析汇总处理成了30 min平均数据，原始的观测数据中包括大雾、下雨、大风靠港和设备维护等非工作状态，为提高数据可信度，在后期数据处理中根据观测日志把这些数据都去除掉。
其中风速、气温和相对湿度的测量高度均为海面以上15 m。
本次观测数据应用COARE3.0(COARE Bulk Flux Algorithm version 3.0b)[19]计算海气热通量。
COARE3.0起源于1992年的COARE(The Cou-pled Ocean-Atmosphere Response Experiment)实验，针对全球、同时兼顾高风速的海气通量版本的发展过程中进行过大量的实际观测，包括走航、浮标、飞机、卫星等，到目前该公式在1～10 m/s的风速区域计算精度已较为可靠[19]，对高风速条件下的热通量计算精度也有较大进步。
因此，COARE3.0已成为估算海气通量较可靠的公式之一。
其潜热通量(QLH)与感热通量(QSH)的表达式：QLH=ρLeceU(qs-qa)(1)QSH=ρcpchU(Ts-θ)(2)式中，ρ表示空气密度；Le表示蒸发潜热；cp表示定压比热容；U表示在海面高度Zr的风速,需要另外说明的是，由于OAflux数据集的风速是卫星反演数据，是等价中性风速(Equivalent Neutral Wind)，虽然实测风速已订正的与OAflux相同的高度，但是没有考虑实测风速与等价中性风速的差别，这个差别被认为是次要的；ce和ch分别表示潜热和感热湍流交换系数，其为风速、测量高度、大气稳定度的函数；qs和qa分别表示对应于海表温度的大气饱和比湿和近海表大气比湿；Ts和θ分别表示海表皮温和近海表气温。