1) subsurface ocean
次表层海洋
2) sea surface microlayer
海洋微表层
1.
Study progresses on sea surface microlayer;
海洋微表层化学研究进展
2.
Enrichment phenomena and affect factors of Perfluorinated carboxylates in sea surface microlayer
全氟羧酸盐海洋微表层富集与影响因素分析
3) subsurface ocean temperature anomaly (SOTA)
赤道太平洋次表层海温距平
4) equatorial Pacific Ocean temperature anomalies
赤道太平洋次表层海温异常
1.
The characteristics of interannual and interdecadal variability of equatorial Pacific Ocean temperature anomalies and ENSO cycle;
赤道太平洋次表层海温异常年际和年代际变率特征与ENSO循环
5) subsurface temperature
次表层海温
1.
Annual variation characteristics of subsurface temperature, HST and MLD overthe Tropical Pacific-Indian Ocean and the relationship between the characteristics and ENSO,Indian Ocean dipole and ITCZ are studied by applying the subsurface temperature, HSTand MLD data from 1955 to 2003, using the method of EOF.
根据1955~2003年次表层海温、海洋上层400m热含量和混合层深度资料,采用EOF分析方法,研究热带太平洋-印度洋上层海温、热含量和混合层深度的年变化特征及其与厄尔尼诺、印度洋偶极子、热带辐合带分布和活动的关系。
补充资料：海洋表层热量收支
习惯上称海洋表层的热量平衡。实际上，就某一海区和某一时段而言，海洋表层的热量收支一般是不平衡的。海洋表层的热量收支是海洋热学和海洋气候学的重要内容,可用于气候理论、海洋环流、海-气相互作用和水分平衡的研究。
地球表面热量收支的研究，从19世纪就已经开始。20世纪前半叶，已确定了地球上个别地区的地表热量收支各组成项的值，1942年，W.C.雅各布斯首次系统地计算了太平洋和大西洋表层的季平均的感热和潜热的分布；1945～1978年，М.И.布德科先后3次计算了全球大洋海面热量收支的各组成项，从而奠定了海面热量收支研究的基础。
海洋表层收入的热量，主要包括来自太阳和天空的短波辐射、大气通过湍流向海面输送的热量(感热)、海面水汽凝结时的热量（潜热）、海水内部由下层向海面输送的涡动热量和水平方向的暖平流带来的热量。海洋表层支出的热量，主要包括海面的长波有效回辐射、海面以湍流方式向大气输送的热量（感热）、海水蒸发时消耗的热量（潜热）、由表层向下层输送的涡动热量和冷平流带走的热量。其他的热量收支，如星体辐射、放射性、结冰、融冰、海底热量传导等，不是因为作用微小，就是因为具有明显的局地性、短暂性或季节性，在整个大洋表层的热量收支的计算中，一般都不予以考虑。
对于给定的海区，如果忽略微小的热量收支的影响，则海洋表层的热量收支方程为
Qt=Qs(1-α)-Qb±Qe±Qh±Qa±Qw
式中Qs为来自太阳和天空的短波辐射总量;α为海面对短波辐射的反射率;Qb为海面有效长波辐射;[Qs(1-α)-Qb]称为海面辐射热量收支差额(Qr)（又称海面辐射平衡）；Qe为海面蒸发消耗的热量（或凝结潜热）；Qh为海面和大气之间的感热交换；Qa和Qw分别为海洋内部的水平及铅直方向的热量输送,合称海洋内部的热量交换(QV);Qt为海面热含量的变化，即海洋表层热量总收支的差额。
通常取热量收入为正，支出为负。如收入大于支出，水温升高，反之水温降低。如收支平衡，水温不变。年平均海洋表层热含量的变化很小，故海面温度的年际变化可忽略不计，因此方程左边近似为零。方程右边各项既可通过各种手段直接测量，也可利用公式作间接计算。计算时海洋内部的热量交换项通常作为余项处理。海面热含量的年际变化虽小，但在分析气候变化时作用很大。
海面辐射平衡(Qr) 辐射平衡年总量处处为正（图1），大致呈纬向分布。相对于纬向分布的偏差，主要是冷暖洋流影响所造成的。最大值〔>140千卡/（厘米2·年）〕出现在东太平洋的赤道冷水区和印度洋的索马里海流区，最小值〔20～30千卡/（厘米2·年）〕位于北半球的浮冰边界。每逢冬季，Qr从赤道和热带的〔8～10千卡/（厘米2·月）〕,递减至高纬度的-4千卡/（厘米2·月）左右。每到夏季,热带的Qr达极大值〔>14千卡/（厘米2·月）〕，高纬则降至8～9千卡/（厘米2·月）。辐射平衡的这种分布及其季节性的变化，明显地偏离纬向，其增减也和云量密切相关。
蒸发耗热(Qe) 海面年蒸发耗热总量的分布，随纬度变化较大，其值可从热带的大于 120千卡/（厘米2·年）,递减至浮冰边界的20～30千卡/（厘米2·年）,赤道附近因云量和湿度增加，蒸发耗热稍有降低〔<100千卡/(厘米2·年)〕。冷暖洋流也是造成蒸发耗热偏离纬向的主要原因,故蒸发耗热的最大值出现在湾流区[>180千卡/(厘米2·年)]和黑潮区 [>140千卡/(厘米2·年)]。蒸发耗热的年总量，主要由秋冬两季的值决定，冬季的蒸发耗热分布和年分布相似，夏季的蒸发耗热量显著降低（图2）。
感热交换(Qh) 按年平均的结果几乎都是海面损失热量（图3），最大损失在北半球大洋的西部强暖流区和西北部高纬没有结冰的海区，数值在40千卡/(厘米2·年)以上。赤道附近较小，不到10千卡/(厘米2·年)。南半球的数值比北半球小得多。在某些冷洋流区,如加利福尼亚海流,以及东太平洋赤道冷水区与南半球的西风漂流区，热量损失的年总量为负,但数值不大。和蒸发耗热类似,海－气感热交换年总量基本上由秋冬两季的值所决定。北半球的海洋冬季损失热量达8～10千卡/(厘米2·月),而南半球则损失5千卡/（厘米2·月）左右。夏季各月,南北半球的海-气感热交换几乎到处都接近于零。
海洋内部的热量交换(QV) 在赤道和热带的局部地区，由于巨大的辐射热流入，加上蒸发耗热和感热交换的减少，使海水获得20～40千卡/（厘米2·年）的热量，由上述地区至较高纬度地区，辐射热量显得不足，为补偿蒸发耗热和感热支出，洋流把较深层的热量传输给海洋表面，最大值出现在暖流区，例如在黑潮和湾流区的中心,热输出量都可达到100千卡/（厘米2·年）。在南半球,因海-气温差减小，从洋面损失的热量不超过30～35千卡/（厘米2·年）。
南北半球的大部分冷洋流区和南半球的西风漂流区，海面从太阳和大气获得的热量，大部分传到深层，数量为 40～60千卡/（厘米2·年）（图4）。
各纬度带海面热平衡各组成项的年平均值〔千卡／（厘米2·年）〕如表。
地球表面热量收支的研究，从19世纪就已经开始。20世纪前半叶，已确定了地球上个别地区的地表热量收支各组成项的值，1942年，W.C.雅各布斯首次系统地计算了太平洋和大西洋表层的季平均的感热和潜热的分布；1945～1978年，М.И.布德科先后3次计算了全球大洋海面热量收支的各组成项，从而奠定了海面热量收支研究的基础。
海洋表层收入的热量，主要包括来自太阳和天空的短波辐射、大气通过湍流向海面输送的热量(感热)、海面水汽凝结时的热量（潜热）、海水内部由下层向海面输送的涡动热量和水平方向的暖平流带来的热量。海洋表层支出的热量，主要包括海面的长波有效回辐射、海面以湍流方式向大气输送的热量（感热）、海水蒸发时消耗的热量（潜热）、由表层向下层输送的涡动热量和冷平流带走的热量。其他的热量收支，如星体辐射、放射性、结冰、融冰、海底热量传导等，不是因为作用微小，就是因为具有明显的局地性、短暂性或季节性，在整个大洋表层的热量收支的计算中，一般都不予以考虑。
对于给定的海区，如果忽略微小的热量收支的影响，则海洋表层的热量收支方程为
Qt=Qs(1-α)-Qb±Qe±Qh±Qa±Qw
式中Qs为来自太阳和天空的短波辐射总量;α为海面对短波辐射的反射率;Qb为海面有效长波辐射;[Qs(1-α)-Qb]称为海面辐射热量收支差额(Qr)（又称海面辐射平衡）；Qe为海面蒸发消耗的热量（或凝结潜热）；Qh为海面和大气之间的感热交换；Qa和Qw分别为海洋内部的水平及铅直方向的热量输送,合称海洋内部的热量交换(QV);Qt为海面热含量的变化，即海洋表层热量总收支的差额。
通常取热量收入为正，支出为负。如收入大于支出，水温升高，反之水温降低。如收支平衡，水温不变。年平均海洋表层热含量的变化很小，故海面温度的年际变化可忽略不计，因此方程左边近似为零。方程右边各项既可通过各种手段直接测量，也可利用公式作间接计算。计算时海洋内部的热量交换项通常作为余项处理。海面热含量的年际变化虽小，但在分析气候变化时作用很大。
海面辐射平衡(Qr) 辐射平衡年总量处处为正（图1），大致呈纬向分布。相对于纬向分布的偏差，主要是冷暖洋流影响所造成的。最大值〔>140千卡/（厘米2·年）〕出现在东太平洋的赤道冷水区和印度洋的索马里海流区，最小值〔20～30千卡/（厘米2·年）〕位于北半球的浮冰边界。每逢冬季，Qr从赤道和热带的〔8～10千卡/（厘米2·月）〕,递减至高纬度的-4千卡/（厘米2·月）左右。每到夏季,热带的Qr达极大值〔>14千卡/（厘米2·月）〕，高纬则降至8～9千卡/（厘米2·月）。辐射平衡的这种分布及其季节性的变化，明显地偏离纬向，其增减也和云量密切相关。
蒸发耗热(Qe) 海面年蒸发耗热总量的分布，随纬度变化较大，其值可从热带的大于 120千卡/（厘米2·年）,递减至浮冰边界的20～30千卡/（厘米2·年）,赤道附近因云量和湿度增加，蒸发耗热稍有降低〔<100千卡/(厘米2·年)〕。冷暖洋流也是造成蒸发耗热偏离纬向的主要原因,故蒸发耗热的最大值出现在湾流区[>180千卡/(厘米2·年)]和黑潮区 [>140千卡/(厘米2·年)]。蒸发耗热的年总量，主要由秋冬两季的值决定，冬季的蒸发耗热分布和年分布相似，夏季的蒸发耗热量显著降低（图2）。
感热交换(Qh) 按年平均的结果几乎都是海面损失热量（图3），最大损失在北半球大洋的西部强暖流区和西北部高纬没有结冰的海区，数值在40千卡/(厘米2·年)以上。赤道附近较小，不到10千卡/(厘米2·年)。南半球的数值比北半球小得多。在某些冷洋流区,如加利福尼亚海流,以及东太平洋赤道冷水区与南半球的西风漂流区，热量损失的年总量为负,但数值不大。和蒸发耗热类似,海－气感热交换年总量基本上由秋冬两季的值所决定。北半球的海洋冬季损失热量达8～10千卡/(厘米2·月),而南半球则损失5千卡/（厘米2·月）左右。夏季各月,南北半球的海-气感热交换几乎到处都接近于零。
海洋内部的热量交换(QV) 在赤道和热带的局部地区，由于巨大的辐射热流入，加上蒸发耗热和感热交换的减少，使海水获得20～40千卡/（厘米2·年）的热量，由上述地区至较高纬度地区，辐射热量显得不足，为补偿蒸发耗热和感热支出，洋流把较深层的热量传输给海洋表面，最大值出现在暖流区，例如在黑潮和湾流区的中心,热输出量都可达到100千卡/（厘米2·年）。在南半球,因海-气温差减小，从洋面损失的热量不超过30～35千卡/（厘米2·年）。
南北半球的大部分冷洋流区和南半球的西风漂流区，海面从太阳和大气获得的热量，大部分传到深层，数量为 40～60千卡/（厘米2·年）（图4）。
各纬度带海面热平衡各组成项的年平均值〔千卡／（厘米2·年）〕如表。
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
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