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1、13.2 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2l 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。l 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。l 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。l 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)
2、、 蒸发或凝结潜热(Qe)及海气间的感热交换(Qh)，即 Qw=Qs-QbQeQh l 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l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。l 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 4105 104 103 102 10 1 10-1
3、 10-2 10-3 10-4 10-5 10-6 10-7 10-8 10-9 10-10 10-11 10-12Long-wave radioStandard AM radio Short-wave radioMicrowavesInfraredUltravioletX-raysGamma raysRed Orange Yellow Green Blue Violet49%7%43%波长(米)波长波谷波峰56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位均为为平流热输送
4、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=21H2O, 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 ，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l 海-气感热交换Qh
5、 随纬度变化不大，且量值较小。24On the real earth:Warm (air)Cold (air)Convection !EquatorNorth PolePoleEquatorA single cell 2526EquatorNorth Pole30o60oHadley Cells (1935)Equator60o N60o S30o N30o SNorth PoleSouth Pole2728海面热收支年平均总热通量l 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与寒带海 域明显高，但它们的年际
6、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Qzl 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。l 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。l 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。l 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对 流，
7、结果使热量向上输送。l 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QAl 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。l 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
8、号说明热量输送与温度梯度方向相反。l 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l 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。l 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。l 设一天中的Qb、Qe、Qh
9、、Qz 和QA为常量，则Qt值变化取决于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l 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。l 研究海洋热平
10、衡的重要意义在于分析海洋水温 时空变化时，能把握主要矛盾。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33l 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l 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)。 l 海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化 。34影响因子 l 水收入 ：降水、径流
11、、融冰；水支出：蒸发、结冰。海洋中的水平衡35 影响因子 l 水收入 ：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l 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l 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l 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。l 降水量
12、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l 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。l 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，
13、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。l 结冰与融冰量目前基本平衡，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l 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)。l 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。l 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。l 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
