Capitolo 5 - Il Bilancio del Calore

Il bilancio del calore dell'Oceano

Circa metà dell'energia solare é assorbita dall'oceano e dalla terra, dove é temporaneamente immagazzinata vicino la superfice. Soltanto un quinto dell'energia solare disponibile é direttamente assorbita dall'atmosfera. Dell'energia assorbita dall'Oceano, molta é rilasciata localmente all'atmosfera, molta altra per evaporazione e radiazione infrarossa. Il resto é trasportato dalle correnti verso altre aree specialmente alle medie latitudini. Da notare che "Il calore é la quantità di energia termale trasferita da un corpo ad un altro a causa della loro differenza di temperatura" (Donald E. Simanek).

Il calore perso dall'oceano tropicale é la maggiore fonte di energia necessaria a spingere la circolazione atmosferica. E, l'energia solare immagazzinata nell'oceano dall'estate all'inverno aiuta a mitigare il clima della Terra. L'energia termale trasportata dalle correnti marine non é stazionaria, particolarmente in Atlantico, può essere stata importante per lo sviluppo delle ere glaciali. Per questa ragione, i bilanci ed i trasporti di calore sono importanti per comprendere il clima della Terra e la sua variabilità a corto ed a lungo termine.

5.1 Il Bilancio del Calore dell'Oceano

I cambiamenti nell'energia contenuta negli strati superiori dell'oceano risultano da uno sbilanciamento locale tra input ed output del calore attraverso la superfice marina. Questo trasferimento di calore attraverso la superfice é chiamato flusso di calore. Il flusso di calore e l'acqua cambiano anche la densità delle acque superficiali, e quindi la loro spinta di gallegiamento. Come risultato, la somma dei flussi di calore e di acqua é spesso chiamato il (buoyancy flux) flusso di galleggiamento.

Il flusso di energia a strati più profondi é generalmente molto più piccolo del flusso attraverso la superfice. E, il flusso totale di energia in entrata ed in uscita dall'oceano, deve essere zero, altrimenti l'intero oceano dovrebbe riscaldarsi oppure raffreddarsi.. La somma dei flussi di calore che entrano ed escono, da un volume d'acqua é il (heat budget) bilancio del calore.

I maggiori termini nel bilancio del calore alla superfice marina sono:

1. Insolazione Q_SW, il flusso della luce solare che entra nel mare;
2. La Radiazione Infrarossa Netta Q_LW, il flusso netto di radiazione infrarossa dal mare;
3. Il Flusso di Calore Sensibile Flux Q_S, Il flusso di calore che esce dal mare dovuto alla conduzione;
4. il Flusso di Calore Latente Q_L, Il flusso di calore trasportato dall'acqua evaporata;
5. l'Avvezione Q_V, il calore portato via dalle correnti.

La Conservazione del Calore richiede:

dove Q_T é il guadagno o la perdita del calore risultante. Le unità per i flussi di calore sono watts/m². Il prodotto del flusso per la superfice e per il tempo é l'energia in joule. Il cambio di temperatura ΔT dell'acqua é collegato all'energia ΔE dalla:

dove m é la massa di acqua che é stata riscaldata o raffreddata ,e C_p é il calore specifico dell'acqua di mare a pressione costante.

In questo modo, 4,000 joules di energia sono necessari per scaldare 1.0 kg di acqua marina per 1.0°C (Figura 5.1).

Figura 5.1 Il Calore specifico dell'acqua marina alla pressione atmosferica Cp n joules per grammo per grado Celsius in functione della temperatura in Celsius e della salinità in unità PSU, calcolate dalla formula empirica di Millero et al.,(1973) usando gli algoritmi in Fofonoff and Millard (1983). La linea più bassa é il punto di congelamento dell'acqua salata.

Importanza dell'Oceano nel Bilancio di Calore della Terra
Per capire l'importanza dell'Oceano nel bilancio di calore terrestre, lasciatemi fare una semplice comparazione del calore immagazzinato nell'Oceano e quello nella terraferma durante un ciclo annuale. Durante un ciclo, il calore é assorbito in estate e rilasciato in inverno. Il punto é dimostrare che l'Oceano riceve e rilascia molto più calore della terraferma.

Per cominciare, usiamo la (5.3) e la capacità calorica del suolo e delle rocce

per ottenere C_p(rock) ≈ 0.2 C_p(acqua).

Il volume di acqua che scambia calore con l'atmosfera in un ciclo stagionale é 100 m³ per metro quadro di superfice, p.e. quella massa dalla superfice alla profondità di 100 m. La densità dell'acqua é 1000 kg/m³, e la massa a contatto con l'atmosfera é densità × volume = m _acqua = 100,000 kg. Il volume di terra che scambia calore con l'atmosfera nel ciclo stagionale é 1m³. Poiché la densità della roccia é 3000 kg/m³, la massa del terreno e roccia in contatto con l'atmosfera é 3000 kg.

I valori del calore stagionale contenuto nell'oceano e nella terra é quindi:

Δ;>Eoceano	= Cp(acqua) macqua ΔT	ΔT = 10°C
	= (4000)(105)(10°) Joules
	= 4.0x109 Joules
Δ>Eterra	= Cp(roccia)mrocciaΔT	ΔT = 10°C
	= (800)(3000)(20°) Joules
	= 4.8x107 Joules
	= 100

dove ΔT é il tipico cambiamento in temperatura dall'estate all'inverno. Il grande deposito di calore comparato con quello della Terra ha importanti conseguenze. La gamma stagionale della temperatura dell'aria sulla terraferma aumenta con la distanza dall'oceano, può superare 40°C nel centro dei continenti, raggiungendo 60°C in Siberia. La gamma di temperatura tipica sopra l'oceano e lungo le coste é minore di 10°C. La variabilità della temperatura dell'acqua é più piccola (vedi Figura 6.5).

5.2 I Termini del Bilancio del Calore

Guardiamo ai fattori che influenzano ogni termine del bilancio del calore.

Fattori che influenzano l'Insolazione La radiazione solare entrante é principalmente determinata dalla latitudine, dalla stagione, dall'ora del giorno e dalla copertura delle nuvole. Le regioni polari sono riscaldate meno dei tropici, la stessa area é scaldata in inverno in misura inferiore che in estate, come pure la stessa area é scaldata di meno al mattino che a mezzogiorno, e nei giorni nuvolosi riceve meno calore dei giorni assolati.

I seguenti fattori sono importanti:

1. L'altezza del Sole sopra l'orizzonte, che dipende dalla latitudine, dalla stagione e dall'ora del giorno. Non ti dimenticare che non c'é insolazione durante la notte!
2. La lunghezza del giorno, che dipende dalla latitudine e dalla stagione.
3. The cross-sectional area of the surface absorbing sunlight, which depends on height of the sun above the horizon.
4. L'attenuazione, che dipende da:
   • Le nuvole, che assorbono e disperdono la radiazione.
   • La lunghezza del cammino attraverso l'atmosfera, che varia come cosφ, dove φ é l'angolo del sole sopra l'orizzonte.
   • Le molecole di gas, che assorbono la radiazione in alcune bande (Figura 5.2). H₂O, O₃, e la CO₂ sono tutte importanti.
   • che disperdono e assorbono la radiazione. Entrambi gli aereosol vulcanici e marini aerosols sono importanti.
   • La polvere che disperde la radiazione, specialmente la polvere Sahariana sopra l'Atlantico.
5. La riflettività della superfice, che dipende dall'angolo di elevazione solare e dalla scabrosità della superfice marina.

Figura 5.2 Insolazione (radianza spettrale) della luce solare alla sommità dell'atmosfera ed al livello del mare di una giornata chiara (senza nuvole). La linea trattegiata é la curva meglio approssimata alla radiazione di corpo nero. the size and distance of the sun. ??? Le masse dell'atmosfera standard é designata da m. Così m = 2 é applicabile per la luce solare quando il Sole é 30° sopra l'orizzonte. Da Stewart (1985).

L'inclinazione solare e la copertura nuvolosa dominano. L'assorbimento da ozono, da vapore acqueo e da polvere sono molto più deboli.

Il valore della media annuale per l'insolazione (Figura 5.3) é nella gamma:

Figura 5.3 La media mensile del flusso che entra con cielo chiaro attraverso la superfice marina in W/m2 durante il 1989 calcolato dal Satellite Data Analysis Center alla NASA Langley Research Center (Darnell et al., 1992) usando dati dall'International Satellite Cloud Climatology Project.

I Fattori che influenzano il Flusso Infrarosso
La superfice marina irradia come un corpo nero avente la stessa temperatura dell'acqua, che é approssimativamente 290°K. La distribuzione della radiazione in funzione della lunghezza di onda é data dall'equazione di Planck. L'acqua di mare a 290°K irradia molto fortemente intorno 10 µm. Queste lunghezze d'onda sono fortemente assorbite dalle nuvole e qualcosa dal vapore acqueo. Un diagramma della trasmittanza atmosferica in funzione della lunghezza d'onda per atmosfere senza polveri ma con quantità variabili di vapore acqueo (Figure 5.4) mostra che l'atmosfera é quasi trasparente in alcune bande di lunghezze d'onda chiamate finestre.

Figura 5.4 Trasmittanza dell'atmosfera, per sei tipologie di atmosfera, per un tragitto verticale dal livello del mare allo spazio con ottima visibilità (23 km), includendo l'influenza della dispersione molecolare e degli aereosol. Notare come il vapore acqueo modula la trasparenza della 10μm - 14μm finestra dell'atmosfera, quindi modula la QLW, che ha un massimo a queste lunghezze d'onda. Da Selby e McClatchey (1975).

La trasmittanza in un giorno senza nuvole attraverso la finestra da 8μm a 13μm é determinata principalmente dal vapore acqueo. L'assorbimento in altre bande, come quelle da 3.5μm a 4.0μm dipende dalla concentrazione nell'atmosfera di CO₂. Come la concentrazione di CO₂ aumenta, queste finestre si chiudono e più radiazione é intrappolata dall'atmosfera.

Poiché l'atmosfera é principalmente trasparente alla luce solare entrante, e talvolta opaca alla radiazione infrarossa uscente, l'atmosfera trattiene la radiazione. L'effetto é conosciuto come (greenhouse effect) effetto serra. Se la Terra fosse in equilibrio radiativo con l'atmosfera, la temperatura superficiale dovrebbe essere 77°C. Questo non accade perché l'acqua evapora dalla superfice, la maggior parte dai mari tropicali, raffreddando la superfice. (Philander, 1998: 78).

La semplice figura del meccanismo della serra é seriamente sovrasemplificata. Molti di noi hanno imparato alle scuole elementari che il calore é trasportato della radiazione, dalla convezione e dalla conduzione. La rappresentazione (del semplice effetto serra) si riferisce al solo trasferimento radiativo. ?? As it turns out, ?? Se ci fosse solo il trasferimento del calore radiativo, l'effetto serra dovrebbe riscaldare la Terra di 77°C invece di 15°C. Infatti, l'effetto serra é solo il 25% di cosa dovrebbe essere in una situazione di radiazione pura. La ragione di questo é la presenza della convezione ( il calore trasportato dall'aria), che evita parecchio l'assorbimento della radiazione.....La superfice della Terra é raffredata in grande misura dalle correnti dell'aria (includendo le nuvole profonde in varie forme), che trasportano il calore verso l'alto e verso i poli. Una conseguenza di questo schema é che i gas presenti nell'alta atmosfera sono di primaria importanza nel determinare la temperatura della Terra. Ciò é specialmente importante per il vapore acqueo, la densità del quale diminuisce di circa un fattore 1 000 tra la superfice e dieci km di altezza. Un'altra conseguenza é che non si può calcolare la temperatura della Terra senza modelli che riproducano accuratamente i movimenti dell'atmosfera. Infatti i modelli attuali hanno grandi errori in quelle zone - dell'ordine del 50%. Non vi sorprendete se questi modelli sono incapaci di calcolare correttamente sia la temperatura media della Terra sia la gamma delle temperature dall'equatore ai poli. Piuttosto, i modelli sono modificati oppure "adattatì' per produrre queste quantità approssimativamente giuste. Richard S. Lindzen, Alfred P. Sloan Professore del Meteorology al Massachusetts Institute of Technology.

Vedi Hartmann (1994: 24-26) per una semplice discussione sul bilancio radiativo del pianeta. La CO₂, il vapore acqueo, il metano e l'ozono sono tutti importanti gas dell'effetto serra.

Il flusso netto dell'infrarosso dipende da:

1. Lo spessore delle nuvole. Più lo spessore é grande, minor calore sfugge verso lo spazio.
2. L'altezza della nuvola, che determina la temperatura a cui la nuvola irradia calore indietro verso il mare. Il tasso é proporzionale a t⁴, dove t é la temperatura del corpo radiativo in Kelvin. Le nuvole alte sono più fredde di quelle basse.
3. Il contenuto di vapore acqueo dell'atmosfera. Più l'atmosfera é umida, meno calore sfugge verso lo spazio
4. La temperatura dell'acqua. Più calda é l'acqua, maggior calore é irradiato. Di nuovo, la radiazione dipende da t⁴.
5. La copertura da ghiaccio e neve. Il ghiaccio emette come un corpo, ma si raffredda in misura molto maggiore dell'acqua al largo. I mari coperti dal ghiaccio sono isolati dall'atmosfera.

Il vapore acqueo e le nuvole sono più importanti nel determinare la perdita netta di radiazione infrarossa di quello che sono i cambiamenti della temperatura superficiale. Le regioni tropicali calde perdono minor calore delle regioni polari fredde. La gamma della temperatura dai poli all'equatore é 0°C < T < 25°C o 273°K < T < 298°K, il rapporto tra la temperatura massima e minima (in Kelvin) é 298/273 = 1,092. Portata alla quarta potenza é 1.42. Perciò c'é un 42% di aumento nella radiazione emessa dal polo all'equatore. Sulla stessa distanza, il vapore acqueo può cambiare la radiazione netta emessa del 200%.

Il valore medio annuale per il flusso netto dell'infrarosso é nella stretta banda di:

I Fattori che influenzano il Flusso di Calore Latente
Il flusso di calore latente é influenzato principalmente dalla velocità del vento e dalla umidità relativa. I venti forti e l'aria secca fanno evaporare molta più acqua dei venti deboli e con umidità relativa prossima al 100%. Nelle regioni polari, l'evaporazione dal mare coperto dal ghiaccio é molto inferiore a quella del mare aperto. Nell'Artico, molto del calore perso dal mare é attraverso le aree libere dal ghiaccio. Quindi la percentuale delle aree di acque libere é molto importante per il bilancio di calore dell'Artico.

Il valore annuale medio del flusso di calore latente é nella gamma:

I Fattori che influenzano il Flusso di Calore Sensibile
Il Flusso di Calore Sensibile é principalmente influenzato dalla velocità del vento e dalla differenza di di temperatura tra l'aria ed il mare. Forti venti e grandi differenze di temperatura causano flussi alti. Pensa a questo come ad un fattore di wind-chill per il mare.

Il valore medio annuale per il flusso di calore sensibile é nella gamma:

5.3 Il Calcolo diretto dei Flussi

Prima di poter descrivere la distribuzione dei flussi che entrano ed escono dall'oceano, dobbiamo sapere come sono misurati o calcolati.

Misure di Gust-Probe dei Flussi Turbulenti
C'é un solo metodo accurato per calcolare i flussi del calore sensibile e latente ed del momento alla superfice del mare: da misure dirette delle quantità turbolente nello strato limite dell'atmosfera per mezzo di gust-probe posti su aerei che volano a bassa quota oppure da piattaforme in mare aperto. Misure di questo tipo sono molto poche. Sono costose e non possono essere usate per calcolare i flussi di calore mediati su molti giorni oppure su grandi aree. Le misure di gust-probe sono usate solo per calibrare altri metodi di calcolo dei flussi.

1. Le misure devono essere fatte nello strato superficiale dello strato limite dell'atmosfera (vedi §4.3), di solito entro i 30 m dalla superfice marina, perché i flussi sono indipendenti dall'altezza in questo strato.
2. Le misure devono essere fatte da strumenti a risposta rapida (gust probes) capaci di fare molte osservazioni al secondo su una torre oppure ogni metro per un aereo.
3. Le misure includono le componenti orizzontali e verticali del vento, l'umidità e la temperatura dell'aria.

I flussi sono calcolati dalla correlazione del vento verticale con il vento orizontale, con l'umidità e con la temperatura: Ogni tipo di flusso é calcolato dalle differenti variabili misurate, ù, w', t', e q' :

dove le parentesi denotano i valori medi nel tempo o nello spazio, e la notazione é data in tabella 5.1. Notare che l'umidità specifica menzionata nella tabella é la massa del vapore acqueo per unità di massa dell'aria.

Misure con Radiometri dei Flussi Radiativi
I Radiometri su navi, su piattaforme al largo e perfino su piccole isole sono stati usati per fare misure dirette dei flussi radiativi. Radiometri a banda larga sensibili da 0.3 νm a 50 νm possono misurare la radiazione solare ed infrarossa entrante con una accuratezza intorno al 3%, tenendoli ben calibrati e con ottima manutenzione. Altri strumenti (radiometri specializzati) possono misurare la radiazione solare entrante, la radiazione infrarossa verso il basso e quella verso l'alto.

5.4 Il Calcolo Indiretto dei Flussi: La Bulk Formula

L'uso dei gust-probe é molto costoso ed i radiometri devono essere tenuti con molta cura. Nessuno dei due può usato per avere valori globali ed a lungo termine dei flussi. Per calcolarli da misure pratiche, osserviamo le correlazioni tra i flussi e le variabili che possono essere misurate globalmente.

Per i flussi di calore sensibile e latente, e del momento, le correlazioni sono chiamate bulk formule. Esse sono:

La temperatura dell'aria T_a é misurata usando termometri su navi. Non può essere misurata dallo spazio usando strumenti da satellite. t_s é misurata usando termometri su navi oppure dallo spazio usando radiometri all'infrarosso come lo AVHRR.

L'umidità specifica dell'aria a 10 m sopra la superfice marina q_a é calcolata da misure di umidità relativa fatte da navi. Gill (1982: pp: 39-41, 43-44, & 605-607) descrive le equazioni che collegano la pressione del vapore acqueo, la densità del vapore e la capacità del calore specifico dell'aria umida. L'umidità specifica a livello del mare q_s é calcolata da t_s assumendo che l'aria a livello del mare sia satura di vapore acqueo. U₁₀ é misurata o calcolata usando gli strumenti o le tecniche descritte nel Capitolo 4. Notare che lo sforzo del vento é un vettore con grandezza e direzione. Esso é parallelo alla superfice marina nella direzione del vento.

Il problema ora diventa: Come calcolare i flussi attraverso la superfice marina richiesti per gli studi della dinamica dell'oceano? I flussi includono:

1. spinta (stress);
2. riscaldamento solare;
3. evaporazione;
4. radiazione netta dell'infrarosso;
5. pioggia;
6. calore sensibile;
7. altri flussi come CO₂ e di particelle (che producono aerosol marini).

In più, i flussi devono essere accurati. Abbiamo bisogno di una accuratezza di approssimativamente ± 15 W/m². acqua di 100 m di profondità di circa un grado per un anno che dovrebbe riscaldare o raffreddare una colonna di La tabella 5.2 elenca le accuratezze tipiche dei flussi misurati globalmente dallo spazio. Ora guardiamo ogni variabile.

Velocità e Spinta del Vento é calcolata dalle osservazioni fatte dalle navi in mare e dagli scatterometri dei satelliti descritti nel capitolo precedente.

Insolazione é calcolata dalle ossevazioni delle nuvole fatte da navi e da radiometri nella luce visibile fatte dai satelliti metereologici. Le misure da satellite sono molto più accurate di quelle delle navi, perché é molto difficile misurare la copertura delle nuvole stando sotto le nuvole. Le misure dei satelliti trattate dall' International Satellite Cloud Climatology Project ISCCP sono le basi per le mappe di insolazione e la sua variabilità da mese a mese (Darnell et al., 1988; Rossow e Schiffer 1991).

L'idea di base dietro i calcoli dell' insolazione é molto semplice. La luce solare alla sommità dell'atmosfera é accuratamente conosciuta dalle costanti solari, dalla latitudine,dalla longitudine e dal tempo. La luce solare é poi riflessa indietro dalle nuvole, oppure eventualmente raggiunge la superfice marina. Solo una piccola e costante frazione é assorbita nell'atmosfera. Ma, un recente lavoro di Cess et al., (1995) e Ramanathan et al., (1995) suggeriscono che la semplice idea può essere incompleta, e che l'assorbimento atmosferico può essere una funzione della copertura nuvolosa. Assumendo l'assorbimento atmosferico sia costante, l'insolazione é calcolata da:

Insolazione = S (1 - A) - C

dove S = 1365 W/m² é la costante solare, A é l'albedo, il rapporto tra la luce solare incidente e la riflessa e C é una constante che include l'assorbimento dell'ozono e di altri gas atmosferici e dalle goccioline delle nuvole. L'insolazione é calcolata dai dati sulle nuvole (che includo anche la riflessione degli aerosol) raccolti dagli strumenti come il AVHRR su satelliti metereologici. L'assorbimento dell'Ozono e dei gas sono calcolati da conosciute distribuzioni dei gas nell'atmosfera. Q_SW é calcolata dai dati da satellite con una accuratezza di 5-7%.

Flussi di Acqua (Pioggia)
La quantità di pioggia é un altra variabile che é molto difficile da misurare dalle navi. La pioggia raccolta dai pluviometri in diverse posizioni sulle navi e dai ponti differisce più o meno di un fattore due. La pioggia al mare cade molte volte orizzontalmente a causa del vento e le sovrastrutture della nave distorcono il tragitto delle gocce. Inoltre la pioggia in molte aree cade spesso come pioggia fine, che é difficile da raccogliere e misurare.

Le misure più accurate della caduta della pioggia nei tropici (±35°) sono calcolate dai radiometri a micronde e dalle osservazioni radar a molte frequenze della pioggia usando gli strumenti sul Tropical Rain Measuring Mission (TRMM) lanciato nel 1997. La pioggia per gli altri periodi e per alte latitudini può essere accuratamente calcolata dal combinare i dati delle microonde con le osservazioni infrarosse dell'altezza della parte alte delle nuvole e con i dati dei pluviometri a terra (Figura 5.5). La pioggia é anche calcolata dalla rianalisi degli output dei modelli numerici di previsione del tempo (Schubert, Rood, e Pfaendtner, 1993), e dal combinare le osservazioni delle navi e dei satelliti con l'output dei suddetti modelli (Xie e Arkin, 1997).

Figura 5.5 Media globale della pioggia caduta in mm/day calcolata dalla rianalisi di 40-anni del progetto ECMWF. Da Kallberg et al., 2005.

La più grande sorgente di errore é dovuto alla conversione dei dati di pioggia alla cumulazione della pioggia caduta, un tipico errore di campionamento. La pioggia é molto rara, é log-normally distribuita, e molta della pioggia deriva da poche tempeste. I satelliti tendono a perdere le tempeste, ed i dati devono essere mediati su aree di 5° di lato per avere valori utili della caduta della pioggia.

Radiazione Netta di Onda Lunga
La Radiazione Netta di Onda Lunga non é calcolata facilmente perché dipende dall'altezza e dallo spessore delle nuvole, e dalla distribuzione verticale del vapore acqueo nell'atmosfera. Può essere calcolata, al solito, dagli output dei modelli numerici di previsione del tempo oppure dalle osservazioni della struttura verticale dell'atmosfera misurata in loco da strumenti sonori (Sodar).

Flusso di Calore Latente
Il flusso di calore latente é calcolato dalle osservazioni di umidità relativa, di temperatura dell'acqua e dalla velocità del vento fatte dalle navi using bulk formule (5.10c) e dai dati delle navi accumulati nel ICOADS descritto sotto. I flussi non sono calcolati dai dati di satellite perché gli strumenti dei satelliti non sono molto sensibili al vapore acqueo nelle vicinanze della superfice marina. Forse i flussi migliori sono quelli calcolati dai modelli numerici del tempo.

Flusso di Calore Sensibile
Il flusso di calore latente é calcolato dalle osservazioni delle differenze di temperatura di aria e del mare, fatte dalle navi, oppure dall'output dei modelli numerici del tempo. I flussi sensibili sono piccoli quasi ovunque eccetto nelle coste est dei continenti in inverno, quando le masse d'aria fredde dell'Artico estraggono calore dalle calde 'western boundary currents'. In queste aree i modelli numerici danno forse i flussi con i valori migliori. I rapporti storici delle navi danno i valori medi a lungo termine dei flussi.

5.5 I Data-Set globali per i Flussi

I Dati delle navi e dei satelliti sono stati trattati per produrre delle mappe globali dei flussi. Le osservazioni dalle navi degli ultimi 150 anni forniscono mappe dei valori medi dei flussi a lungo termine, specialmente dell'emisfero nord. I dati delle navi, comunque, sono disperse nel tempo e nello spazio e sono state rimpiazzate sempre più dai dati dei satelliti.

Le mappe più utili sono quelle prodotte combinando i dati da satellite di livello 3 e 4 con le osservazioni dalle navi, usando i modelli numerici della previsione del tempo. Guardiamo prima alla sorgente dei dati, poi ai dati più utilizzati.

International Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set
I dati raccolti dalle navi sono la fonte più ricca di informazione marina. Slutz et al., (1985) descrivendo i loro sforzi per raccogliere, utilizzare, riassumere e pubblicare tutte le osservazioni marine hanno scritto:

Fin dal 1854, le navi di molte nazioni hanno registrato regolari osservazioni del tempo locale, della temperatura superficiale marina, e molte altre caratteristiche all'interfaccia tra l'Oceano e l'Atmosfera. Le osservazioni di tali navi (ship-of-opportunity), generalmente casuali nel tempo e nello spazio, durante il viaggio, costituiscono un 'rapporto marino'. Negli anni seguenti navi da ricerca fisse, boe, ed altri congegni hanno prodotto altri dati. I 'rapporti marini' sono stati collezionati, spesso in forma leggibile da macchine, dalle varie agenzie e nazioni. Questa vasta raccolta di dati su tutti gli oceani dalla metà dell'ottocento ad oggi, costituisce la registrazione storica dell'Atmosfera e dell'Oceano.

Questi 'rapporti marini' sono stati utilizzati e pubblicati come Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set (COADS) Woodruff et al., (1987) dal NOAA.

la versione 2.3 del ICOADS include 213 millioni di rapporti sulla condizione della superfice marina raccolti dal 1784 al 2005, da boe, altri tipi di piattaforme, e da osservatori su navi mercantili. Il data-set include rapporti e riassunti completamente controllati ( buoni 'trimmed' ) nella qualità. Ogni rapporto contiene 22 variabili direttamente osservate o derivate, come pure dei campi che indicano quali osservazioni sono state statisticamente accettate per buone oppure soggette ad un controllo di qualità adattato. Statisticamente accettate significa osservazioni dubbie che si possono rimuovere dal data-set. I sommari inclusi nel data-set forniscono 14 statistiche, come la media e la mediana, per ognuna delle 8 variabili osservate: la temperatura dell'aria e della superfice marina, la velocità del vento, la pressione atmosferica, l'umidità e la copertura nuvolosa, più 11 variabili derivate.

Il data-set consiste in un data-base facilmente utilizzabile a tre risoluzioni principali:

1. rapporti singolo,
2. sommari mensili-annuali dei rapporti singoli in riquadri di 2° in latitudine per 2° in longitudine dal 1800 al 2005 ed in riquadri di 1° in latitudine per 1° in longitudine dal 1960 al 2005,
3. sommari decadali-mensili.

Notare che i dati dal 1784 fino al primo 1800' sono estremamente scarsi e mal distribuiti, sono basati su pochi viaggi navali.

Rapporti duplicati o giudicati inferiori al primo controllo di qualità del processo progettato dal 'National Climatic Data Center' (NCDC) furono eliminati o dichiarati 'untrimmed' (non buoni), medie mensili ed a dieci giorni furono calcolati per i dati accettati dentro la griglia da 2° di latitudine per 2° di longitudine. Dei limiti più stretti delle medie arrotondate sono stati usati come criteri per una rimozione statistica dei dati fuori media, questo per sommari mensili ed a dieci giorni dei rapporti giudicati 'buoni' trimmed. Il secondo processo di qualità segnalava le osservazioni che erano superiori a 2.8 o 3.5 deviazioni standard della media arrotondata dei riquadri di 2° di latitudine per 2° di longitudine, rispettivamente per mese, e per periodi di 56, 40, e 30 anni, (cioé 1854-1990, 1910-1949 e 1950-1979). La segnalazione delle singole osservazioni scartate in questo secondo trattamento dei dati veniva riportata nei singoli rapporti.

I dati sono molto utili per l'emisfero nord, specialmente nel Nord Atlantico. Nell'emisfero sud sono molto sparsi e non sono attendibili a sud di 30°S. Gleckler e Weare (1997) hanno analizzato l'accuratezza dei dati ICOADS per calcolare le mappe globali e le medie zonali dei flussi da 55°N a 40°S. Hanno trovato che errori sistematici dominano le medie zonali. Le medie est-ovest di insolazione hanno una incertezza di circa il 10%, andando da ±10 W/m² alle alte latitudinei a ± 25W/m² ai tropici. I flussi nel visibile hanno incertezze di circa ± 7W/m². I flussi di calore latente sono con incertezze da ± 10W/m² in alcune aree degli oceani settentrionali a ± 30W/m² nella parte occidentale degli oceani tropicali a ± 50 W/m² nelle 'western boundary currents'. L'errore nel flusso di calore sensibile tende ad essere intorno a ± 5-10 W/m².

Josey et al ., (1999) ha comparato i flussi medi calcolati da dati ICOADS con quelli calcolati dalle osservazioni fatte da strumenti perfettamente calibrati posti su navi e boe. Hanno trovato che i flussi medi di Oceano aperto, quando sono mediati su tutta la superfice del mare hanno errori di ± 30W/m². Gli errori variano stagionalmente e da regione a regione, e le mappe globali dei flussi richiedono correzioni come quelle proposte da DaSilva, Young, e Levitus (1995) mostrate nella Figura 5.7.

I Dati dei Satelliti
I dati grezzi sono disponibili dai progetti dei satelliti, ma dobbiamo trattare i dati. Vari livelli di dati trattati sono prodotti dai progetti dei satelliti (Tabella 5.3):

I satelliti meteorologici operativi che osservano l'Oceano sono:

1. la serie NOAA dei satelliti meteorologici con orbite polari;
2. I satelliti della Difesa degli USA per il Programma Meteorologico DMSP con orbite polari, che portano lo 'Special Sensor Microwave/Imager' (SSM/I);
3. I satelliti meteorologici geostazionari (METEOSAT) gestiti dal NOAA (GOES), dal Giappone (GMS) e dall'ESA (European Space Agency).

Altri dati sono disponibili da strumenti su satelliti sperimentali come:

1. Nimbus-7, con lo strumento 'Earth Radiation Budget';
2. Il Satellite Earth Radiation Budget, Earth Radiation Budget Experiment;
3. L'ERS-1 & 2 dell'Agenzia Spaziale Europea;
4. Il satellite giapponese 'Advanced Earth Observing System' (ADEOS) e 'Midori';
5. il satellite Quikscat,
6. I satelliti per l'osservazione del sistema terrestre: Terra, Aqua, ed Envisat,
7. Il satellite che misura la pioggia tropicale (TRMM); ed infine
8. il Topex/Poseidon ed il suo sostituto Jason-1.

I dati dei satelliti sono raccolti, processati, ed archiviati dalle organizazioni governative. I dati archiviati sono ulteriormente trattati per produrre utili data-set dei flussi.

Il Progetto 'International Satellite Cloud Climatology'
Il progetto internazionale Climatologia delle Nuvole da Satellite è un progetto ambizioso per raccogliere le osservazioni fatte da dozzine di satelliti meteorologici dal 1985 al 1995, per calibrare i dati, per calcolare la copertura nuvolosa usando accuratamente delle tecniche di verifica, e infine per calcolare l'insolazione della superfice (Rossow e Schiffer, 1991). Le nuvole sono state osservate con strumenti nella banda del visibile da satelliti geostazionari e con orbita polare.

'Global Precipitation Climatology Project'
Questo progetto usa tre fonti di dati per calcolare la quantità di pioggia caduta (Huffman, et al.,1995, 1997):

1. l'osservazione nell'infrarosso dell'altezza delle nuvole cumuliformi che viene dai satelliti. L'idea di base è che più è alta la nuvola più pioggia é prodotto, e che più alta la cima della nuvola, più fredda appare nell'infrarosso. In questo modo la quantità di pioggia caduta è collegata alla sua temperatura infrarossa.
2. Le misure dirette della pioggia caduta dalle stazioni su isole e sulla terraferma.
3. le emissioni in frequenza radio dalle gocce che cadono osservate nell'atmosfera dal sensore SSM/I posto su satellite.

l'accuratezza è di circa 1mm/giorno. I dati del progetto sono disponibili su una griglia di 2.5° di latitudine per 2.5° di longitudine dal luglio 1987 al Dicembre 1995 dal 'Global Land Ocean Precipitation Analysis' e dallo 'Goddard Space Flight Center' della NASA.

Xie e Arkin (1997) hanno prodotto un data-set di 17-anni basato su sette tipi di satellite e sui dati dei pluviometri combinati con l'output della rianalisi dei dati dei modelli numerici del NCEP/NCAR. Il dati-set ha la stessa risoluzione spaziale e temporale del data-set di Huffman.

Dati Rianalizzati dai modelli Numerici Meteorologici
I flussi superficiali di calore sono stati calcolati dai dati meteo usando i modelli di previsione del tempo da vari progetti di rianalisi descritti nel §4.5. I flussi sono consistenti con le dinamiche atmosferiche, sono globali, sono calcolati ogni sei ore, e sono disponibili per molti anni su una griglia uniforme. Per esempio, la rianalisi del NCEP/NCAR, disponibile su un CD-ROM, include medie giornaliere dello sforzo del vento, i flussi di calore latente e sensibile, i flussi di onda lunga e breve, le temperatura vicino alla superfice, e la precipitazione.

Accuratezza dei Flussi Calcolati
Gli studi recenti sull'accuratezza dei flussi calcolati dai modelli numerici del tempo e dai progetti di rianalisi suggeriscono che:

1. I flussi di calore dal NCEP e le rianalisi del ECMWF hanno valori medi globali simili, ma i flussi mostrano importanti differenze regionali. I flussi della rianalisi del 'Goddard Earth Observing System' sono molto meno accurati (Taylor, 2000: 258).
2. I flussi sono spostati nel tempo perché furono calcolati usando modelli numerici ottimizzati per produrre una previsione meteorologica. I valori medi temporali dei flussi sono meno accurati di quelli calcolati direttamente dalle osservazioni delle navi.
3. La simulazione delle nuvole di 'boundary-layer' è una sorgente significativa di errore nel calcolo dei flussi. La scarsa risoluzione verticale dei modelli numerici non risolve adeguatamente la struttura delle nuvole basse (Taylor, 2001).
4. I flussi hanno medie est-ovest (zonali) che differiscono significativamente dalle stesse medie calcolate dai dati ICOADS. Le differenze possono superare i 40W/m².
5. I modelli atmosferici non richiedono che il bilancio del calore mediato nel tempo e su tutta la superfice della Terra sia zero. Il data-set ECMWF mediato su quindici anni dà un flusso netto di 3.7W/m² nell'Oceano. La rianalisi del NCEP, allo stesso modo, dà un flusso netto di 5.8W/m²(Taylor, 2000: 206). I dati ICOADS, ancora di più, un flusso netto di 16W/m² (Figura 5.7).

Comunque i flussi rianalizzati sono i più utili per guidare i modelli climatici che hanno bisogno degli attuali flussi mediati nel tempo e dello sforzo del vento. I dati ICOADS sono i più utilizzati per calcolare i flussi mediati nel tempo eccetto forse nell'emisfero sud. Sopratutto, Taylor (2000) fà notare che non ci sono data-set ideali, tutti hanno errori significativi e sconosciuti.

Gli 'output' dei Modelli Numerici Meteorologici
Alcuni progetti richiedono i dati dei flussi poche ore dopo che le osservazioni sono state raccolte. L'analisi di superfice dei modelli numerici del tempo è una buona fonte per questo tipo di dati.

5.6 La Distribuzione Geografica dei Termini nel Bilancio del Calore

Vari gruppi hanno usato i dati delle navi e dei satelliti in modelli numerici del tempo per calcolare i valori mediati globali dei termini del bilancio del calore terrestre. I valori danno un vista complessiva dell'importanza dei vari termini (Figura 5.6). Da notare che l' insolazione bilancia la radiazione infrarossa nell'alta atmosfera. Al livello del mare, il flusso di calore latente e la radiazione infrarossa netta tendono a bilanciare l'insolazione, ed il flusso di calore sensibile é piccolo.

Figura 5.6 La radiazione media annuale ed il bilancio del calore della Terra. Da Houghton et al., (1996: 58), che hanno usato i dati di Kiehl and Trenberth (1996).

Da notare che soltanto il 20% dell'insolazione che raggiunge la Terra é assorbito direttamente dall'atmosfera, mentre il 49% é assorbito dall'oceano e dalla terraferma. Che cosa, allora, riscalda l'atmosfera e guida la circolazione atmosferica? La risposta é la pioggia e la radiazione infrarossa dall'oceano assorbita dall'umida atmosfera tropicale. Ecco cosa accade. La luce del sole riscalda gli oceani tropicali che devono far evaporare l'acqua per non riscaldarsi. Anche l'oceano irradia calore verso l'atmosfera, ma il termine della radiazione netta é più piccolo di quella di evaporazione. Gli Alisei (Trade-winds) portano il calore in forma di vapore acqueo nella zona della convergenza tropicale dove cade come pioggia. La pioggia rilascia il calore latente evaporato dal mare, e questo riscalda l'aria nei cumulonembi di pioggia per 125W/m² mediati su un anno (Vedi Figura 14.1).

Sulle prime può sembrare strano che la pioggia riscalda l'aria. Dopo tutto, siamo familiari con i temporali estivi che raffreddano l'aria al livello del suolo. L'aria fredda dei temporali é dovuta a 'downdrafts'. In alto nei cumulonembi, il calore rilasciato dalla pioggia riscalda gli strati medi dell'atmosfera inducendo l'aria a salire rapidamente nella tempesta. I temporali sono come grandi motori che convertono il calore latente nell'energia cinetica dei venti.

La media est-ovest dei termini del bilancio del calore oceanico (Figura 5.7) mostra che l'insolazione é piu forte ai tropici, che l'evaporazione bilancia l'insolazione e che il flusso di calore sensibile é piccolo. La media zonale é una media lungo le linee di latitudine costante. Notare che la somma dei termini Figure 5.7 non é zero.
L'integrale della curva per il flusso totale pesato con le aree non è zero.
Poiché il flusso di calore netto che entra nell'oceano, mediato su molti anni deve essere teoricamente uguale a zero (minore di pochi watt per metro quadro), il valore diverso da zero deve essere dovuto agli errori nei vari termini del bilancio del calore.

Figura 5.7 In alto: Medie Zonali del calore trasferito all'oceano per insolazione QSW, e la perdita per la radiazione ad onda lunga QLW, flusso di calore sensibileQS, e flusso di calore latente QL, calculato da DaSilva, Young, e Levitus (1995) usando il COADS data set. In basso: Il flusso netto di calore attraverso la superfice marina calcolata dai dati menzionati ed il flusso netto di calore vincolato a dare i trasporti di calore e di acqua dolce dall'oceano, che uguagliano i calcoli indipendenti di questi trasporti. L'area sotto le curve più basse dovrebbe essere zero, ma é 16W/m2 per il caso non vincolato e -3W/m2 per quello vincolato

Gli errori nei termini del bilancio del calore possono essere ridotti usando informazioni aggiuntive. Per esempio, conosciamo approssimativamente quanto calore e quanta acqua dolce é trasportata dall'oceano e dall'atmosfera, ed i valori conosciuti dei trasporti possono essere usati per vincolare i calcoli dei flussi netti di calore (Figure 5.7). I flussi vincolati mostrano che il calore guadagnato dall'oceano nei tropici é bilanciato dal calore perso dall'oceano alle alte latitudini.

Figura 5.8 Insolazione e radiazione infrarossa media annuale Q_SW (Sopra) Q_LW (Sotto) attraverso la superfice marina calcolata dalla rianalisi ECMWF 40-anni. Le unità sono W/m². Da Kallberg et al., 2005.

Le mappe delle distribuzioni regionali dei flussi danno indicazioni sui processi che producono i flussi. Le nuvole regolano la quantità di luce che raggiunge la superfice marina (Figura 5.8 sopra), ed il riscaldamento solare é dovunque positivo. Il flusso netto di calore infrarosso (Figura 5.8 sotto) é più forte nelle regioni con poche nuvole, come il centro degli oceani ed il Pacifico centrale orientale. Il flusso netto infrarosso é dovunque negativo. I flussi di calore latente sono dominati dalla evaporazione nelle regioni degli alisei e delle masse di aria fredda che corrono verso il largo dietro i fronti invernali freddi a largo del Giappone e del Nord America. I flussi di calore sensibile (Figure 5.10 sopra) sono dominati dall'aria fredda che soffia sopra i continenti. Il guadagno netto del calore é più forte nelle regioni equatoriali ed la perdita netta é più grande sottovento all'asia e al Nord America.

Figura 5.9 Flusso medio annuale del calore latente attraverso la superfice marina Q_L in W/m² calcolata dalla rianalisi del data-set ECMWF di 40-anni. Da Kallberg et al., 2005.

Figura 5.10A Flusso medio annuale del calore sensibile Q_S attraverso la superfice marina in W/m² calcolata dalla rianalisi del data-set-ECMWF di 40-anni. Da Kallberg et al., 2005.

Figura 5.10B Flusso medio annuale del calore attraverso la superfice marina in W/m² calcolata dalla rianalisi del data-set ECMWF di 40-anni. Da Kallberg et al., 2005.

5.7 Il Trasporto Nord-Sud del Calore

Dopotutto, la Terra guadagna calore alla sommità dell'Atmosfera e perde calore nell'alta atmosfera polare. La circolazione atmosferica ed oceanica devono trasportare insieme il calore dalle basse alle alte latitudini per bilanciare i guadagni e le perdite. Questo trasporto nord-sud é chiamato il meridional transport dove "meridional" vuol dire lungo i meridiani, che sono i grandi cerchi passanti per i due poli .

Quanto calore é portato dall'oceano e quanto dall'atmosfera? La somma del transporto di calore meridionale dell'oceano e dell'atmosfera é calcolato accuratamente dalla divergenza della media zonale del bilancio di calore misurato alla sommità dell'atmosfera dai satelliti. Per fare il calcolo, assumiamo trasporti stabili su molti anni così che ogni guadagno o perdita netta di calore di lungo termine attraverso la sommità dell'atmosfera debba essere bilanciata dal trasporto lungo i meridiani e non dal calore immagazzinato nell'oceano oppure nell'atmosfera. Cominciamo dalla sommità dell'atmosfera.

Il Bilancio del Calore nell'Alta Atmosfera
Il flusso di calore attraverso l'alta atmosfera é misurato dai radiometri dei satelliti.

1. l'insolazione é calcolata dalla costante solare e dalle osservazioni della luce solare riflessa fatte dai satelliti metereologici e dai satelliti specializzati come l 'Earth Radiation Budget Experiment Satellite'.
2. La radiazione infrarossa riflessa é misurata dai radiometri dei satelliti.
3. La differenza tra insolazione e radiazione infrarossa netta é il flusso di calore netto attraverso l'alta atmosfera.

Gli errori vengono dalla calibrazione degli strumenti e dalle informazione non accurate sulla distribuzione angolare della radiazione emessa o riflessa. I satelliti tendono a misurare la radiazione che si propaga verticalmente verso l'alto, e non quella al di fuori della verticale, che é generalmente calcolata ma non misurata.

La somma del calore trasportato lungo i meridiani dall'atmosfera e dall'oceano é calcolato dal bilancio dell'alta atmosfera. Prima si mediano le osservazioni del satellite nella direzione est-ovest (zonale) per calcolare la media del flusso di calore dell'alta atmosfera. Poi si calcola la derivata lungo i meridiani dei flussi medi zonali per calcolare la divergenza del flusso. La divergenza deve essere bilanciata dal trasporto del calore dell'atmosfera e dell'oceano attraverso ogni banda di latitudine.

Il Trasporto Oceanico del Calore
Il trasporto oceanico del calore é calcolato in tre modi:

1. Metodo del Flusso Superficiale Si calcola il flusso di calore attraverso la superfice marina da misure del vento, dell'insolazione e della copertura nuvolosa usando le 'bulk formulas'. I flussi sono integrati per ottenere la media zonale del flusso di calore (Figura 5.7). Finalmente la derivazione lungo i meridiani del flusso netto fornisce la divergenza del flusso, che deve essere bilanciato dal trasporto del calore dell'oceano.
2. Metodo Diretto Calcola il trasporto del calore dai valori della velocità di corrente e della temperatura misurati dalla cima al fondo lungo una sezione zonale che si estende per un bacino oceanico. Il Flusso é il prodotto della velocità e del contenuto di calore verso il nord, derivati dalle misure di temperatura.
3. Il Metodo del Residuo prima si calcola il trasporto del calore atmosferico dalle misure atmosferische oppure dall'output dei modelli. Questo é come il metodo diretto applicato all'atmosfera. Il trasporto atmosferico é sottratto al trasporto totale lungo i meridiani calcolato dal flusso dell'alta atmosfera per ottenere il contributo dell'oceano come un residuo (Figura 5.11).

I vari calcoli dei trasporti del calore oceanico, mostrati in Figura 5.11, tendono ad essere in accordo, e le barrette degli errori mostrate nella figura sono realistici.

Figura 5.11 Trasporto del Calore verso Nord del 1988 in ogni oceano ed del trasporto totale sommato su tutti gli oceani, calcolato dal dataset ECMWF e dai flussi di calore nell'alta atmosfera del Earth Radiation Budget Experiment. Da Houghton et al., (1996: 212), che hanno usato i dati di Trenberth and Solomon (1994).

5.8 Il Trasporto Nord-Sud di Acqua Dolce

Il bilancio dell'acqua della Terra é dominato dalla evaporazione e dalla precipitazione sopra gli oceani. Baumgartner e Reichel (1975) riportano che l'86% della evaporazione globale ed il 78% della precipitazione globale avviene sopra l'oceano. Una mappa della evaporazione netta (Figura 5.12) mostra che l'evaporazione eccede un metro all'anno nel regime degli alisei nelle parti ad est degli oceani. Il trasporto oceanico di acqua dolce può essere calcolato negli stessi modi che con i quali i trasporti di calore sono calcolati, con le stesse incertezze (Figura 5.13). La conoscenza dei flussi di acqua e dei trasporti é importante per la comprensione del ciclo idrologico globale, della dinamica dell'oceano e del clima globale. Per esempio, la variabilità dei flussi di acqua dolce può aver giocato un ruolo importante per le ere glaciali, come discusso nel §13.3.

Figura 5.12 Evaporazioni meno precipitazioni in mm per giorno calcolati dalla rianalisi del data-set ECMWF di 40-anni. Da Kallberg et al 2005.

Figura 5.13 Trasporto lungo i meridiani di acqua dolce dell'Atlantico da tre calcoli dei flussi superficiali: BR-Baumgartner and Reichel (1975); SBD-Schmitt et al., (1989); e IH-Isemer e Hasse (1987) stime di evaporazione combinate con i valori delle precipitazioni di Dorman e Bourke (1981). Sono anche mostrate le misure dirette a 24°N da Hall e Bryden (1982) e da 11°N da Friedrichs e Hall (1993). Entrambe sono integrate con una stima del trasporto verso sud dall'Artico dovuto al flusso attraverso lo Stretto di Bering ed al bilancio di acqua dello stesso Artico. Da Schmitt (1994).

5.9 Le Variazioni della Costante Solare

Finora, abbiamo assunto che la costante solare, l'output di luce e di calore dal sole, sia stazionaria. Recenti evidenze, basate sulle macchie e sulle faculae (spot luminosi) solari, mostrano che l'output varia di ± 0.2% nei secoli (Lean, Beer,e Bradley, 1995), e che questa variabilità é correlata con i cambiamenti nella temperatura media globale della superfice della Terra di ± 0.4°C. (Figure 5.14). Inoltre, White e Cayan (1998) trovano piccole variazioni della temperatura superficiale del mare (a 12 e 22-anni ed a periodi più lunghi) , misurate dai batitermografi e dai termometri delle navi durante l'ultimo secolo. Le risposte della Terra alla variabilità solare osservate sono circa quelle calcolate dai modelli numerici del sistema climatico accoppiato oceano-atmosfera. Molti altri cambiamenti nel clima e nel tempo sono stati attribuiti alla variabilità solare. Le correlazioni sono talvolta controverse, e molte più informazioni possono essere trovate nel libro di Hoyt e Schatten (1997).

Figura 5.14 Cambiamenti nella costante solare (irradianza solare totale) e temperatura media globale della superfice della Terra durante gli ultimi 400 anni. Eccetto per il periodo di forte attività vulcanica all'inizio del 19-esimo secolo, la temperatura di superfice é ben correlata con la variabilità solare. Da Lean, comunicazione personale.

5.10 Concetti Importanti

1. La luce solare é assorbita principalmente nell'oceano tropicale. La quantità di luce solare cambia con la stagione, la latitudine, l'ora del giorno e la copertura delle nuvole.
   
   
2. La maggior parte del calore assorbita dall'oceano nei tropici é rilasciata come vapore acqueo che riscalda l'atmosfera quando si condensa come pioggia. Molta della pioggia cade nelle zone di convergenza tropicale, minori quantità cadono nelle medie latitudini vicino ai fronti polari.
   
   
3. Il calore rilasciato dalla pioggia e quello assorbito dalla radiazione infrarossa dall'oceano, sono le forzanti primarie per la circolazione dall'atmosfera.
   
   
4. Il flusso netto di calore dagli oceani é più grande alle medie latitudini: al largo del Giappone e del New England.
   
   
5. I flussi di calore possono essere misurati direttamente usando strumenti a risposta rapida su aerei che volano bassi, ma non sono utili per misurare i flussi di calore sopra le aree oceaniche.
   
   
6. I flussi di calore che attraversano ampie regioni della superfice oceanica possono essere calcolate dalla bulk formula. Mappe dei flussi stagionali, regionali e globali basate sulle osservazioni da nave e da satellite sono disponibili.
   
   
7. I migliori data-set, largamente usati per studiare i flussi di calore, sono il COADS e la rianalisi dei dati metereologici dei modelli numerici di previsione del tempo.
   
   
8. Gli oceani trasportano circa la metà del calore necessario per scaldare le alte latitudini, l'atmosfera trasporta l'altra metà.
   
   
9. La luce del sole non é costante, e le piccole variazioni osservate nell'output di calore e di luce dal sole sembrano produrre i cambiamenti nella temperatura globale, osservati negli ultimi 400 anni.