海洋学课件 4 第四章海洋中的热收支和水平衡

第四章海洋中的热收支和水平衡第一节海洋热收支（一）前言（二）海面热收支（三）海洋内部热交换第二节海洋中的水平衡（循环）第一节海洋热收支（一）前述：全球海表面温度分布海水温度的深度-纬度分布图第一节海洋热收支（一）前述：海洋热量来源太阳辐射能海底地热、火山喷发河流径流生物、化学等过程海水运动……第一节海洋热收支万物生长靠太阳全球变暖-温室效应！！第一节海洋热收支（一）海面热收支蒸发潜热海面有效回辐射太阳辐射感热交换海面热收支的余项一、太阳辐射Qs：表面温度：6000K每年：5.5×1024J8.7万×人类全年各种能源消耗每分钟：热能250亿亿卡（1卡==4.187J）相当于4亿吨烟煤一、太阳辐射Qs：能量99.9%：0.2-10微米紫外部分<0.4微米,9%可见光0.4-0.76微米，44%

红外>0.76微米,47%太阳辐射能量约70%被地球接收,其中大气约19%,地表约51%。太阳辐射通过大气时，紫外部分大部分被臭氧吸收，红外部分被水汽、二氧化碳等吸收，部分被大气中的分子、微粒等散射一、太阳辐射Qs：一、太阳辐射Qs：太阳常数地球在地日平均距离处，和太阳光线垂直的大气上界的单位面积、单位时间接受的总辐射能，记为S0S0=1367±7W·m-2因为地球近似为圆形，全球平均值=0.25×S02.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。一、太阳辐射Qs：3.辐射定律：斯蒂芬—波尔兹曼定律：任何温度高于绝对零度（0K）的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的4次方成正比。韦恩（Wien）定律：辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。太阳向地球放射的辐射是短波辐射地球受热后向外放射的辐射称是长波辐射C=2898微米·K4.影响因素：1)太阳高度H（太阳光线与地球观测点的切线之间的夹角）2)大气透明度CBAHE（能量密度）EhCBAHE（能量密度）EhQ3)天空中的云量、云状4)海面状况4.影响因素：实际辐射Qs0无云时达海面的总辐射C为云覆盖率As为海面反射率。均值为7%高纬海区由于冰雪覆盖和太阳高度低所以大；低纬海区则小太阳高度sinH：一年中低纬大于高纬；一天中中午大于早、晚5.总辐射能分布：年平均冬季夏季5.总辐射能分布：随纬度的分布：1)、全年总辐射能随纬度升高而减小；2)、除赤道地区外，夏半年均高于冬半年，且差值随纬度升高而增大；3)、经向梯度夏半年小于冬半年。纬度分布的季节差异明显：6月：太阳高度和日照时间抵消太阳高度随纬度增大而减小，导致总辐射能减小；日照时间随纬度增大而增大，导致总辐射能增大。两者抵消使得总辐射能随纬度变化不大。纬度分布的季节差异？12月：太阳高度和日照时间叠加太阳高度随纬度增大而减小，导致总辐射能减小；日照时间随纬度增大而减小，导致总辐射能减小，两者叠加导致总辐射能随纬度急剧减小5.总辐射能分布：极大值？最大值出现在副热带海域：1、太阳高度大，因为直射；2、副热带海域是高压带，下沉气流，云少，而赤道海域是低压带，上升气流，云多年际变化为什么海洋底部冷？图：向海洋中传递的太阳辐射能量

6.进入海水中的辐射能：主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减。世界大洋表层水温平均温度为17.4ºC，由韦恩定律，海洋向大气辐射最强的波长为10μm，故称长波辐射海洋向大气的长波辐射，大部分被大气中的水汽和二氧化碳（温室气体）所吸收大气的平均温度为13.7ºC，也以长波辐射的方式向四周辐射，向下的部分称为大气回辐射，几乎全部被海洋吸收海面有效回辐射海面的长波辐射与大气回辐射之差，其值一般为正值，说明海洋失去能量二、海面有效回辐射Qb：二、海面有效回辐射Qb：影响因素：A、海面水温（水温高，回辐射小）

B、空气中的湿度（湿度大，回辐射小）C、云量、云状（云多，回辐射小）相对湿度一定时：温度升高，海面长波辐射会增加；但是水汽含量随温度呈指数性增加，使得大气回辐射也迅速增加，而且比海面辐射增加的快，所以有效回辐射减小；温度一定时：海面长波辐射一定，随着相对湿度增加，大气回辐射增加，所以有效回辐射减小年平均冬季夏季分布：表面水温和海洋上层的相对湿度的日变化和年度变化相对较小，则Qb随纬度及季节变化小辐射平衡：平均而言，全球的太阳辐射QS比海面有效回辐射Qb大二、海面有效回辐射Qb：比蒸发潜热：单位质量海水水变成同温度水汽所吸收热量对海气间热交换起重要作用平均而言，海洋每年蒸发掉约126cm厚的海水；占辐射平衡热盈余的90%海面上部气层中在铅直方向上的水汽压差，是维持水蒸发的先决条件通常认为紧贴水面的空气是饱和的，如果海面以上空气层的水汽含量较贴水面空气小，水汽将向上输送，蒸发得以进行海面上方达到饱和时，蒸发停止，甚至产生凝结三、蒸发潜热Qe？影响因素：A.大气中水汽垂直梯度（越大，蒸发越大）B.风速

三、蒸发潜热Qe极大加强海气之间的热扩散；将水汽输送到别的区域，从而减小当地的水汽含量；海面上引起浪等破碎，增强水汽向大气的输送风的影响机理影响因素：C.水气温差1）Twater>Tair，不稳定，增强2）Tair>Twater，稳定，抑制三、蒸发潜热Qe海洋温度高大气温度低海洋加热大气海洋中上层温度低，下层温度高，不稳定，发生对流混合大气中上层温度低，下层温度高，不稳定，发生对流混合海洋温度高大气温度低海洋加热大气1）海洋温度低大气温度高大气加热海洋大气中上层温度高，下层温度低，稳定2）海洋中上层温度高，下层温度低，稳定海洋温度低大气温度高；且低层水汽难以向上运输大气加热海洋暖空气吹过冷海洋的上空：平流雾广西柳州平流雾2009-03-20山东烟台平流雾2009-02-11三、蒸发潜热Qe年平均冬季夏季空间分布及季节变化显著：

(a)经向（南北）：赤道区小（相对湿度大，风速小）高纬度海区小（温度低，水汽含量少）副热带和信风带海区大（气流下沉，空气干燥，气温高，风大）

(b)季节变化：冬季最强（风速大，水汽压差大，水温高于气温，空气层结不稳）三、蒸发潜热Qe四、感热交换Qh感热交换：海气温度不等，通过热传导进行的热量传递。有两个影响因素：

海面风速海气温差分布：寒暖流区较强季节变化：冬季强，夏季较小辐射平衡热盈余的约10%鲍恩比：感热Qh/潜热Qe四、感热交换Qh冬季夏季五、海面年平均热收支随纬度变化QeQs-QbQtQh？Qt大于0，持续升温吗？年平均冬季夏季海面热收支余项：世界大洋长期而言，余项为零；局地海区，短期内，余项不为零，而且会有其他影响因素，如融结冰、河流径流等（二）海洋内部热交换铅直方向水平方向热输运（二）海洋内部热交换一、铅直方向上的热输运Qz1.湍流：乱流风、浪、流等引起随时、随地普遍存在湍流混合向深层输送热量失热对流的情况下，向上输送热量2.

升、降流：流速≈10-6～10-4m/s沿岸地区海洋内区由于Ekman输运的辐聚和辐散诱导中尺度涡赤道上升流（二）海洋内部热交换二、水平方向热输送QA主要通过海流来完成。回顾：《永恒的海洋环流》单位时间内通过与海流方向垂直的单位面积上所输送的热量是：沿法线方向单位长度内输送的热量是：热量输送方向与温度梯度方向相反回顾：热传导的热流率密度（二）海洋内部热交换二、水平方向热输送QA影响因素：海流流速、水温；特征：经线方向明显（经线方向，温度梯度最大）二、水平方向热输送QA热盐环流：全球输送带全球热盐环流（二）海洋内部热交换三、海洋中全热量平衡Qt反映的是水温变化的速率，所以绝对值越大时，则相应地升温或降温的速率将越快。海洋中一天和一年中的最高温均滞后于最大太阳高度；全球而言，热收支应该相等；局地而言，热收支不一定平衡海洋热收支的主要过程：第二节海洋中的水平衡（循环）地球自身内部的循环；与盐度相关一、影响因子：1、蒸发：44万km3.124～126cm/a赤道附近小，南、北副热带海域极大值，向高纬迅速减小2、降水：41万km3,113.7cm/a.赤道海域降水量最大，副热带海域减小，南北两半球的极锋附近增多，向极方向迅速减少。蒸发降水第二节海洋中的水平衡（循环）一、影响因子：3、大陆径流、地下水：2.92万km3,大西洋最多，亚马逊(第一径流)，密西西比(第二大河)，刚果(第二大径流)，全部注入大西洋，可使海面上升23cm/a.印度洋次之，太平洋最少。长江(第三径流)只及亚马逊18.9%。全部注入，使太平洋海面上升7cm/a。4、结冰与融冰:局地影响；陆地冰全部融化可使海面上生66m二、水平衡方程1、方程对整个世界大洋、全年或多年平均可逆、抵消封闭区域抵消蒸发、降水和大陆径流是决定世界大洋水平衡的基本因子融冰结冰海流输入海流输出河流径流年平均降雨冬季夏季年平均蒸发减去降雨2、水平衡对盐度的影响世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水量之差。(E-P)∝S低纬度海区：降水大于蒸发,E-P<0,S低。副热带海区：蒸发大于降水,