张学洪 (zxh@lasg.iap.ac.cn) 第三讲 风应力, 热通量 淡水通量 张学洪 (zxh@lasg.iap.ac.cn)

LASG全球海洋-大气-陆面（GOALS）耦合模式 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 Atmosphere Ocean .008916 2 Land .074074 .188615 .336077 .500000 .663923 .811385 .925926 .991084 500 680 900 25 75 125 180 255 360 1160 1455 1775 2115 2475 2850 3235 3625 4015 4405 4800 Sea Ice Sun 这些交换是通过海表面附近边界层的湍流过程实现的. 水分 动量 热量 1。这里所说的‘海表面’更多地是指海洋和大气之间的‘界面’，这一点在耦合模式的垂直分层结构上可以看得更清楚。 2。‘边界层’应包括大气边界层和海洋边界层；但这一讲主要侧重在大气边界层，第五讲将主要涉及海洋边界层。 LASG全球海洋-大气-陆面（GOALS）耦合模式

主 要 内 容 风应力及其参数化 湍流热通量和辐射热通量 盐度和淡水通量

动量方程和位温方程 1。为什么要特别提到垂直混合项？ 2。位温方程右端显式包括太阳辐射通量散度——待解释。 3。垂直混合项要求在海表给一个边界条件，通常要求规定一阶导数，实质上是Reynolds通量的参数化。

垂直“扩散”和海表通量 扩散项及其边界条件是如何导出的? 垂直粘性/扩散项及其边界条件的导出是第五讲要讨论的问题之一。 这一讲要讨论的是以上垂直边界条件右端的风应力、热通量和淡水同量是如何定义和表示的，主要是从大气边界层的角度讨论问题。 扩散项及其边界条件是如何导出的?

风和风应力

太平洋年平均风应力

(Continued) (c) viewed from above. (From Tomczak and Godfrey, 2001) 极地东风带 西风带 信 风 赤道无风带 (Continued) (c) viewed from above. (From Tomczak and Godfrey, 2001)

The meridional air pressure distribution and associated air movement (a) on a non-rotating earth, (b) on a rotating earth without continents.

风应力的定义 和 参数化表示

Surface layer (constant flux layer) 大气边界层, 近地层(常通量层) ZB  1000m Atmospheric boundary layer ZS  0.1ZB Surface layer (constant flux layer) Z0  1mm 大气模式一般不能分辨常通量层.

近地面层(常通量层) ： • 高度为50~100米; • 湍流应力远超过分子粘性力； • 科氏力和气压梯度力可忽略； • 动量、热量和水汽的湍流垂直输送随高度的变化很小。 （周秀骥等：高等大气物理学）

平均流和湍流 (以u-方程为例，讨论湍流对平均流的贡献)

湍流分量及其垂直输送 Ensemble average

湍流输送通量 平均输送通量

大气动量方程, Reynolds应力 Fu= Nm-2 dyncm-2

(第五讲) 大气常通量层 海表面边界层 风应力是向下的湍流水平动量输送通量.

小 结 • 气候模式只描写平均量的变化. • 湍流量对平均量的贡献总是表现为湍流输送通量(Reynolds应力)的辐合, 来源于非线性平流项. • 利用大气常通量层的Reynolds应力来定义风应力.

风应力的参数化, 平均风速廓线 Constant flux layer u= u(z) Ocean boundary layer

海面边界层理论和风应力参数化 • 常通量层√、混合长理论 • 相似理论→平均风梯度 • 平均风廓线和风应力公式√ • 拖曳系数和稳定度参数 • 雷诺应力√ • 常通量层√、混合长理论 • 相似理论→平均风梯度 • 平均风廓线和风应力公式√ • 拖曳系数和稳定度参数 (可参看 da Silva et el., 1994)

风应力和拖曳系数 稳定度

风应力的物理意义 Wind stress is the friction due to wind blowing across the sea surface. It transfers horizontal momentum to the sea, creating currents. (Stewart，2004) . . . . . .

Zonal wind stress

Meridional wind stress ITCZ SPCZ

风和风应力的数量关系 a= 1.23 kg m-3；|v10|=10ms-1 CD=1.210-3

风应力产品 Hellerman & Rosenstein (1983) UWM/COADS (1994) FSU pseudo-stress (1997, 2001) NCEP Reanalysis (2001) ECMWF Reanalysis (ERA, 1999, 2000) European Remote Sensing (ERS, 2001)

Taux (160E-150W, 5S-5N) From Wittenberg (2003)

湍流热通量

Reynolds应力概念的推广 大气常通量层 海表面边界层 向下的湍流感热通量

近地层湍流热通量 acp aLE

湍流热通量的参数化 CT ~ 1.0 10-3 — Stanton number Sensible heat flux is influenced by wind speed and air-sea temperature difference. High winds and large temperature differences cause high fluxes. Think of this as a wind-chill factor for the ocean. Latent heat flux is influenced primarily by wind speed and relative humidity. High winds and dry air evaporate much more water than weak winds with relative humidity near 100%. SST 在影响潜热释放中的重要性。 CT ~ 1.0 10-3 — Stanton number CE ~ 1.2 10-3 — Dalton number

小结 : 湍流通量的 Bulk formula O(CD, CT, CE) = 10-3 热带太平洋海面比湿一般不超过20克/千克（可参看«热带太平洋物理气候图集»，那里给出的是qa，单位是克/千克）。 注意：潜热通量参数化公式中比湿的单位应当是克/克！ O(CD, CT, CE) = 10-3

大气定压比热和蒸发潜热系数 Cp = 1004 J Kg-1 K-1 LE ~ 2494103 J Kg-1

太平洋年平均(向上的)感热通量

太平洋年平均(向上的)潜热通量

辐射热通量

Annual Global Mean Energy Balance 全球平均-年平均的地球能量平衡的大致情景：来自大气顶的短波辐射通量中大约有30%被反射回空间，20%被大气吸收，约有一半被地面吸收；地面再向大气放射感热、潜热和长波辐射通量，其中绝大部分被大气吸收——这表明地面（包括洋面）在地球辐射平衡中处于非常重要的地位：它是太阳辐射的主要‘受体’，也是可以‘直接’加热大气的‘热源“；大气可以向上、向下放射长波辐射通量，向上放射的部分最终逸出大气，向下放射的部分（逆辐射通量）和地面向上放射的长波辐射通量一起构成‘净’长波辐射通量。这样就维持了大气顶和地面的能量平衡。本讲主要讨论地表（海面）短波和长波辐射通量。 390-324=66

短波辐射 长波辐射 λ (µm) 3.5 0.7 0.4 气象上通常用‘短波’辐射和‘长波’辐射来大致区分太阳辐射和地球辐射。 短波辐射是指电磁波谱中波长在0.4~3.5m（1m = 10-6m）之间的太阳辐射。对于地球气候系统来说，最重要的短波辐射集中在可见光部分，波长范围是0.4~0.7m（波长在0.7m以上的短波辐射处于‘近红外’区）。可见光辐射能量可以被陆地和海洋充分吸收，是生物圈和气候系统的主要能源。长波辐射包括大气辐射和地面辐射，主要位于电磁波谱中的红外区，波长范围为3.5~100m。大气辐射的能量一部分向上输送，最终成为外逸辐射进入宇宙空间；一部分向下输送，成为大气逆辐射能量，参与地面和大气之间的能量交换过程。 λ (µm)

计算净短波辐射通量的经验公式 (λ,φ, t , . . .) Solar inclination and cloudiness dominate. Absorption by ozone, water vapor, aerosols, and dust are much weaker. 影响海洋吸收短波辐射通量的因子有（1）天文因子——这是可以精确计算的；（2）大气直接的吸收——这部分不到20%；（3）云和气溶胶的反射——云的反射是最重要的因子；（4）洋面反照率——无冰时只有约10%。 (Based on da Silva et al., 1994 — UWM/COADS)

太平洋年平均总云量 第6讲

太平洋年平均短波辐射通量

计算净长波辐射通量的经验公式 (Based on da Silva et al., 1994 — UWM/COADS) Hot tropical regions lose less heat than cold polar regions. Water vapor and clouds influence the net loss of infrared radiation more than surface temperature. ——对地面长波辐射而言，最重要的影响因子是水汽（它既是温室气体，又具有可以随环流而呈大幅度变化的能力）和云。 (Based on da Silva et al., 1994 — UWM/COADS)

太平洋年平均(向上的)长波辐射通量

小 结 • 影响潜热和感热通量的主要因子. • 影响短波和长波辐射通量的主要因子. • 热带海洋上潜热、感热、短波和长波辐射通量的数量概念. 小 结 • 影响潜热和感热通量的主要因子. • 影响短波和长波辐射通量的主要因子. • 热带海洋上潜热、感热、短波和长波辐射通量的数量概念. • 海表热通量中包含的反馈过程.

热带太平洋年平均海表热通量分布

200 100 50 10 热带海洋净向下的热通量 潜 热 长波 感热 短 波

Annual mean SST, F (Wm-2) and DTC (m) averaged over 110-150W, 2S-2N (ECT) and 160-180E, 2S-2N (EWP) SST Q DTC ECT 25.8 85 94 EWP 28.8 36 163 DTC: Depth of ThermoCline, estimated based on 20C isotherm

第一讲关于冷舌和暖池的讨论 热带太平洋 SST 是海表热通量的加热作用和海洋动力过程的冷却作用相互平衡的结果. 在冷舌区，海洋环流所产生的冷却作用处于支配地位. 问题: 为什么暖池区海温很高而净的海表热通量很小？

太平洋年平均净海表热通量

年平均净海表热通量实际是‘双重’的‘大量小差’：第一，除赤道附近以外，‘年平均’多半是热通量季节变化相互抵消的结果——从逐月净热通量图可对此有清楚的了解；第二，‘净’热通量其实是入射的短波辐射通量（热带海洋上可达200Wm-2）与出射的潜热通量（大约100 Wm-2）、净长波辐射通量（50 Wm-2左右）、以及感热通量（10 Wm-2左右）的代数和，在热带海洋上的典型数值约为40 Wm-2 。

Mean seasonal cycle of net downward surface heat flux based on da Silva et al. (1994) (counters: -400, -300, -200, -100, 0, 20, 100, 120, unit: W/m2)

海洋 和 陆地 热储存能力的对比

‘单独’ 大气模式的下垫面条件 大 气 TG SST 陆 地 海 洋

(取自Stewart, 2004；Unit: m•kg•sec) 海、陆季节热储存能力比较 比热 密度 厚度 温差 热储存 海洋 4000 1000 100 10C 4.0×109J 陆地 800 3000 1 20C 4.8×107J (取自Stewart, 2004；Unit: m•kg•sec)

海洋模式和海气耦合模式的区别 海气耦合模式 (from AGCM) 单独海洋模式 (由观测给定)

Two Modes for Running Atmosphere and Ocean Models Coupled Mode Uncoupled Mode AGCM AGCM Obs Obs OGCM OGCM Two Modes for Running Atmosphere and Ocean Models

盐度和淡水通量

盐度的最简定义 At the simplest level, salinity is the total amount of dissolved material in grams in one kilogram of sea water. (Stewart, 2004) 现行的‘盐度’是按照海水的电导率‘ratio’来测量和定义的，称为‘Practical Salinity Scale’，其单位是‘Practical Salinity Unit’（PSU），数量上和盐度最简定义的结果一致（详见Stewart（2004））。 所谓‘conductivity ratio’大体上是指在一定温度和压力下海水电导率和氯化钾（KCl）的电导率之比。其实验依据是 “All water samples with the same conductivity ratio have the same salinity.”。

36 35 31 >35 盐度的单位：PSU (~ g/kg)

年平均洋面 E-P 分布（cm/year）

淡水通量，Virtual salinity flux FVS 之所以被称为“虚盐度通量”（virtual salinity flux），是因为海气之间通过湍流过程交换的是‘淡水’的质量，而不是‘盐度’——虽然淡水交换的确可以改变海水的盐度 . . . 。 S0 — 参考盐度

   (, S, p)  /r       S 线性化的海水状态方程   7~810－4 (psu)－1  210－4 K－1   7~810－4 (psu)－1

辐射通量向下输送的机理(第5讲) • 长波辐射主要被海表吸收；它对下层海洋的影响只能通过湍流混合等动力过程来实现. • 短波辐射的penetration能够直接加热次表层海洋，是海洋模式重要的参数化过程之一.

温度方程及海表边界条件

盐度方程及海表边界条件