1、1,3.2 海洋的热量与水量平衡,海面热收支海洋内部的热交换海洋中的水平衡,第三章 海水的物理特性及其表征,2,海洋热量来自太阳辐射能，几乎全部通过海-气界面到达海洋。通过海底向大洋输送的热量，除个别热活动强烈区域外，影响不大；海洋内部放射性物质裂变、生物化学过程及海水运动所释放的热能更是微不足道，故对整个海洋而言，在考虑其热平衡时都可忽略不计。当然，在研究极小尺度的海洋空间时则另当别论。世界大洋的平均温度在几十几百年的时间尺度内并未变化，可认为海洋获得的热量与失去的热量相同，这种收支平衡主要通过海面进行。通过海面热收支的主要因子有：太阳辐射(Qs)、海面有效回辐射(Qb)、蒸发或凝结潜热(Q
2、e)及海气间的感热交换(Qh)，即 Qw=Qs-QbQeQh Qw 为通过海面的热收支余项，整体、长期而言应Qw=0，但局部、短时则Qw0。Qw0，海水获热；Qw0，海洋失热。,海面热收支, 海面热平衡方程,3, 太阳辐射Qs,海面热收支,太阳辐射能Qs：地球每年从太阳接受的辐射能量约为5.51024J，相当于人类全年消耗各种能源的8.7万倍。,太阳辐射能的 99.9集中在0.2 10.0mm波段内， 其中可见光(0.40 0.76mm)占44， 红外线(0.76m) 占47，紫外线(0.40mm)占9。,4,4,105 104 103 102 10 1 10-1 10-2 10-3 10-4
3、 10-5 10-6 10-7 10-8 10-9 10-10 10-11 10-12,Long-wave radio,Standard AM radio,Short-wave radio,Microwaves,Infrared,Ultraviolet,X-rays,Gamma rays,Red Orange Yellow Green Blue Violet,49%,7%,43%,波长(米),波长,波谷,波峰,5,6,海面热平衡方程,式中,为到达并进入海面的太阳总辐射（又称有效太阳辐射）,为海面有效回辐射（又称海面净长波辐射）,为蒸发或凝结潜热,为海气间感热交换,为海面热量收支平衡余项,各项单
4、位均为,为平流热输送,7,地表吸收 Qs=51,太阳散射 30,大气散射 6,地球热辐射 70,潜热 Qe=23,显热 Qh=7,大气吸收 16,大气和云吸收 112,大气和云向上辐射 64,大气和云向下辐射 Qa=97,地表反射 4,地表热辐射 Qw=118,对流输运 30,太阳总辐射 100,云反射 20,云吸收 3,穿透大气和云层 6,有效回辐射Qb=Qw-Qa=21,H2O, CO2, O3,海面热收支,8,太阳辐射,又称短波辐射，99.9%的辐射能集中在0.210.0 可见光0.400.76 ，占44% 红外部分（0.76 ），占47% 紫外部分(0.40 )，占9%。 太阳常数 ，
5、全球平均值约为其1/4 进入海洋的太阳总辐射可表示为式中 为到达大气上界的太阳总辐射（相当于太阳常数），C云量（01）， 为海面反射率，h为太阳高度角,9,10,太阳辐射通过大气时，紫外线能量绝大部分被臭氧吸收，红外线能量被大气中的水汽、CO2 等部分吸收，另部分能量又被大气中的分子、微粒等散射，而其中一部分也可到达海洋。故射达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两部分之和。辐射能量最大的波长与辐射体表面绝对温度成反比(恩维定律)，故太阳最强波长l=2898mmK/6100K=0.475mm，属短波辐射，对应于可见光的青光波段。到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度
6、H(太阳光线与地球观测点的切线之间的夹角)有关。到达海面的太阳辐射又有部分被反射到大气中去。一年中，低纬海区的太阳辐射要大于高纬海区；在一天内，中午前后的太阳辐射要大于早、晚。,太阳辐射,11,太阳辐射总量在一月或一年中的分布变化，对整个世界大洋水温的分布与变化有极大的影响。 北半球夏季(6月)，太阳高度随纬度增加而变低，海洋所受太阳辐射能随纬度增高而减少，但其日照时间却加长，两者的辐射量相反，故总辐射量的纬度差异不显著，即梯度较小。 北半球冬季(12月)，太阳高度随纬度增高迅速变低，北极圈内甚至出现24小时黑夜，即无日照，两者共同作用使辐射总量随纬度增高迅速减少，赤道至高纬之间辐射量梯度很大
7、。辐射量的这种冬夏变化是导致北半球大洋水温南北方向的梯度冬季大于夏季的主要原因。,海面热收支,太阳辐射Qs,12,总辐射量最大值出现在副热带海域，这与太阳高度大、同时又与副热带高压区云量少直接相关。赤道海域因云量较多而减少了辐射量，而高纬海区尽管夏季辐射量大，但因冰雪融化，消耗大量热量，故水温仍然很低，年中变幅不大。,海面热收支,太阳辐射Qs,13,海面有效回辐射Qb,海洋在吸收太阳辐射同时，也向大气辐射能量，世界大洋表温平均17.4，称长波辐射。海面长波辐射之大部为大气之水汽和CO2吸收，连同大气吸收太阳辐之能量，同时也以长波形式向四周辐射，向上部分进入太空，向下部分称为大气回辐射，几乎全部
8、被海洋吸收。所谓海面有效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射(长波)之差。 大气均温13.7，比海面温度低，海面长波辐射量值大于大气回辐射，交换结果恒为海洋失去热量。 适合于西北太平洋及我国近海的计算公式：,海面热收支,14,蒸发耗热Qe,海面蒸发使海水变成水汽，海洋部分热量以潜热形式进入大气；水汽凝结时又将热量释放出来，但几乎全部留在大气中，故蒸发只能使海洋耗热。海洋每年蒸发掉约125cm 厚海水，蒸发潜热很大，约占世界大洋辐射平衡热盈余的90。,海面热收支,15,蒸发耗热Qe,蒸发速率与近海面水汽铅直梯度成比例。贴海面水汽量通常视为饱和，其上部水汽量越少越有利于水汽向上扩散，使蒸发得以继续
9、进行。故上部气层铅直方向的水汽压差，是维持海水蒸发的先决条件。海面水温Tw与近海面气温Ta之差与蒸发速率有着密切关系。TwTa时，海洋向大气传导热量，使近海面气温升高，发生热力对流，将水汽源源向上输送，作为补偿，水汽量少、温度低的上部空气下沉至海面；与此同时，海面降温、增密下沉，而下层的相对高温水升至海面。此过程维持海气温差持续存在，故TwTa引起的海气热力对流过程使蒸发不断地进行。TwTa时，由于大气向海洋传导热量，使近海面气温降低，气层层结稳定，同时海面升温，也产生稳定层结。由于近海面水汽不能迅速地向上输送，甚至发生凝结，以致蒸发停止。沿岸近海春末夏初的海雾，即为暖空气流过冷海面所致。秋末
10、冬初正好相反，是一年中蒸发最强季节。,海面热收支,16,蒸发耗热Qe,实际海洋中，风对蒸发过程起巨大促进作用。海上风常以湍流形式存在，极大地加强海气间热传导，同时将近海面水汽迅速外输，加快蒸发。另，风致海浪，又增大了蒸发面，波浪破碎还直接将海水输向大气。大洋蒸发速率不均，且季节变化。赤道海域蒸发量较小，因为空气相对湿度大、风速小；高纬度海区气温低、水汽容纳量小，故蒸发量也小；副热带海区和信风带，空气干燥、气温高、风速大，故蒸发量大；特别在大西洋湾流区和太平洋黑潮区，蒸发量出现极大值，其原因是暖流北上到该海域，水温远高于气温，尤其冬季又盛行偏北风，所以蒸发特别强烈。季节上，一般冬季大于夏季，因为
11、冬季水温高于气温，空气层结不稳定，且冬季风速较大。,海面热收支,17,感热交换Qh,海洋表温和气温一般不相等，故两者间还可由热传导形式(显热)交换热量，此即感热交换。其交换过程受制于海面风速和海-气温差，交换机制同前。不同海区、季节的海-气感热交换有明显差别。冬季盛行寒冷气流，出现较大向上热通量，特别在湾流、黑潮经过的中、高纬海域；夏季感热交换通常相当小；而在寒流及上升流区可出现向下热通量。世界大洋通过感热交换向大气输送的热量，相当于辐射平衡热盈余的10。Qh/Qe有时称为鲍恩比，是计算海洋热平衡的重要参数。,海面热收支,18,年平均太阳辐射通量,19,年平均有效回辐射（长波）通量,20,年平
12、均潜热通量,21,年平均感热通量,22,海面热收支随纬度的变化,(Qs-Qb)为通过海面进入海水的净辐射量，25N20S 间最大，然后随纬度增高急剧减少。,海面热收支,蒸发耗热量Qe的量级与(Qs-Qb)相当，在中、高纬度的变化趋势也极为相似，但在低纬热带海区，因湿度大，蒸发量明显低于副热带海区，故蒸发耗热Qe呈双峰分布。,23, 海面热收支随纬度的变化,各热收支分量合成 热平衡余项Qt，变化显著。23N18S热带海域Qt0，海水有净的热收入；南北中、高纬海域Qt0，海水有净的热支出。,海面热收支,海-气感热交换Qh 随纬度变化不大，且量值较小。,24,On the real earth:,P
13、ole,A single cell,25,A hypothetical model of Earths air circulation if uneven solar heating were the only factor to be considered.,26,Hadley Cells (1935),27,Global air circulation as described in the six-cell circulation model.,28,海面热收支,全年平均热净收入海域，因热量积累，水温应不断升高，反之热净支出海域水温应不断降低，但事实并非如此。虽然热带海区表温比中高纬温带
14、与寒带海域明显高，但它们的年际变化却不大。这说明大洋内部必然存在自低纬向中高纬的热量输送 大洋径向环流 完成。,29,铅直方向热输运Qz,世界大洋整体的热收支应该相等，但局部海域、不同时段，其热收支并不一定平衡。故海-气热交换余额势必在海洋内部重新分配。海洋内部的热交换方式由诸多因素引起，其表现形式是铅直和水平方向上的热量输运。铅直方向上的热输运主要通过湍流进行，即通过海面上风、浪和流等引起的搅动混合，把海面热量向下输送。湍流混合一年四季在任何海域都能发生，故它是海洋内部铅直热交换的主要途径。通常其作用多为将海水表层吸收的辐射能向海洋深层输送。而海面有净热量支出的海域，往往由于降温增密作用引起
15、对流，结果使热量向上输送。海洋中的铅直热交换还起因于其它因素，如埃克曼抽吸和大风卷吸作用导致下层冷水上涌；在升、降流海域，尽管速度很慢，仅10-610-4m/s，但因常年存在，故其输运热量也相当可观，使升、降流区水温出现异常，等等。在研究局部海域热平衡时，不可轻易忽视。,海洋内部热交换,30,水平方向热输运QA,水平方向上的热输送主要通过海流完成，其热输运量相当可观。单位时间内通过海流垂直方向单位面积所输送的热量q=CpruT，即海流输送的热量除流速外，还与水温高低有关。但影响海流经过海区热状况变化的关键不是水温绝对值之高低，而是海流方向上的水温梯度，即QA=-CpruT/n，负号说明热量输送
16、与温度梯度方向相反。整个世界大洋的海面热平衡呈纬向带状分布，从而水温分布亦相似。因此，海流在大洋中水平方向的热输送，沿经向最为明显。,海洋内部热交换,31,海洋全热平衡,在海面热平衡方程基础上再考虑海洋内部的热交换，即有 Qt=Qs-QbQeQhQzQA 海洋全热量平衡方程，适用于任何时段和局部海区的热平衡计算。通常，方程右端各项之代数和Qt0。Qt0时，海水净吸热，水温升高；Qt0时，海水净放热，水温降低。|Qt|越大，升温或降温速率越快。Qt 由正转为负时的Qt=0，对应于水温极大值；Qt 由负转为正时的Qt=0，则对应于水温极小值。设一天中的Qb、Qe、Qh、Qz 和QA为常量，则Qt值
17、变化取决于Qs变化。通常Qs值在中午达到最大(因太阳高度大)，此时Qt0，且达最大值，水温升高速率此时也最大；午后因太阳高度减低，Qs值减小到与方程右边其他项代数和相等时，有Qt0，水温达到极大值而停止上升。然后，太阳高度进一步降低，Qt转为负值，水温开始降低。因此，一天中水温最高值时间不是中午太阳高度最大时刻，而是午后13 时左右。同理，水温极小值时刻发生在Qt值由负转正之际，海洋中一般发生在凌晨。,海洋内部热交换,32,海洋全热平衡,同样，一年中水温极大值不在太阳高度最大月份(北半球6月)，而是8 月份左右，最低值则出现在12月份。研究海洋热平衡的重要意义在于分析海洋水温时空变化时，能把握
18、主要矛盾。研究局部海域时，可以通过计算热平衡各分量，弄清制约该海域热状况的主要因子。如果计算后发现Qt0，且又排除了计算的误差，那就提醒我们必须去研究和发现新的问题。,海洋内部热交换,33,海洋与外界还不断进行水交换，整体上，水量收支平衡，不过它与热平衡存在质的差异。,海洋中的水平衡,海洋热量由外部热源的太阳辐射输入、并受各种过程制约达成平衡。而海洋中的水量平衡则不然，其来源及支出都在地球系统自身之内进行，故又称水循环(海洋热平衡不能称为热循环)。,海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化。,34,影响因子,水收入 ：降水、径流、融冰；水支出：蒸发、结冰。,海洋中的水平衡,35, 影响因子,水收
19、入 ：降水、径流、融冰；水支出：蒸发、结冰。,海洋中的水平衡,36,影响因子,蒸发：使海洋失去热量的同时又失去水量。海洋每年失去水量450103km3，蒸发水层厚约125cm。,海洋中的水平衡,各海区蒸发很不均。赤道附近小，南、北副热带最大，蒸发量达140cm，之后向高纬迅速减小，至两极海海域不足10cm。,37, 影响因子,降水：每年约415103km3，分布不均。赤道附近热带海域降水量最大，年平均180cm以上，副热带海域降至60cm左右，而南北两半球极锋附近又显著增多，然后向极方向迅速减少。降水量与蒸发量之间，除大于50高纬海域外，其变化曲线几乎反位相。因为它们是海洋水量支出与收入的主要
20、影响因子，故必对海洋表层盐度的分布产生巨大影响。,海洋中的水平衡,3.2 海水的热量与水量平衡,38,影响因子,径流：包括地下水入海，各大洋中分布也极不均匀。注入径流量最大的是大西洋，仅亚马孙河就占全世界径流量的20，另还有刚果河、密西西比河及欧洲许多河流，它们使大西洋面上升23cm/a。印度洋次之。太平洋的最大注入河流是长江，但不到亚马孙河的1/5，因太平洋宽广，故所有陆地径流只使其水面上升7cm/a。结冰与融冰：是海洋水平衡中的可逆过程。海冰被海水冲击到陆地上使海洋失去水量，相反，陆地冻结冰的融化会使海洋水量增加。若陆地冻结冰全部融化流入海洋，将使海面上升66m。结冰与融冰量目前基本平衡，
21、但个别海域的季节不平衡情况仍存在。如南极大陆冰川以1m/d速度向海洋推进，断裂入海后形成巨大冰山；北极海域格陵兰岛也是冰山发源地，这些冰山终将融化，对局部海域水平衡影响不容忽视。,海洋中的水平衡,39,水量平衡方程,考虑海洋中水收支的各种因素，水量平衡方程可写成 q=P+R+M+Ui-E-F-Uo 式中：P-降水、R-陆地径流、M-融冰、E-蒸发、F-结冰、Ui和Uo-分别为海流混合使海洋获得和失去的水量，q-研究海域在某时段内水量交换之盈余(q0)或亏损(q0)。大洋整体的F和M是可逆过程，相互抵消，Ui和Uo也应相等，故简化为q=PR-E。上式也可直接引用于某些海域，因为大多海域可不计结冰与融冰影响；在封闭环流海域内，可视Ui=Uo。即大陆径流、蒸发和降水是决定世界大洋水量平衡的三个基本因子。布迪科(1974)计算世界大洋总平均的R=12cm/a、P=114cm/a、E=126cm/a，故q=0。,海洋中的水平衡,
