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1、第二章 海洋表面热平衡与水平衡2-1 海洋热平衡一、海洋获得的热量1由海底进入海洋的地热：每天0.1cal/ 2海洋表层吸收的太阳辐射能：平均每天400 cal海洋垂直剖面温度曲线：随深度增加温度降低，在海底以下随深度增加温度升高。二、海水温度的变化变化很慢海水温度由于温室效应略有升高，变化很慢。在不严格的条件下，可以假定进入海洋的总热量和从海表面释放出的热量是近似相等的。将60多年前的深层海洋温度与当前测量结果相比较，发现温度的变化是很小的。 三、太阳辐射能() 1.大气上界太阳辐射能 （1）辐射能的数值地球的大气上界处：太阳辐射能约2（2）辐射能的变化辐射能随日-地间的距离、太阳黑子的多寡
2、和太阳耀斑的变化而变化，变化范围仅有百分之几。 平均值叫做太阳常数1.960.01。 太阳辐射能在宇宙空间传递过程中，损耗可以忽略。 大气层外层相当于温度为6 000的黑体辐射源。（3）辐射能的组成约49的能量是可见光谱，其波长在0.40.7 之间；9是紫外光谱；42是红外光谱。（4）地球获得的太阳能射达地球大气外界的太阳能量:等于太阳常数乘以地球的截面积理论上射达地球的太阳能平均约为0.49。或者700。在假定没有云层或大气吸收的条件下，在两极:太阳能量的变化范围是01100 在42o纬度处:变化范围大约为300900 。(5)在真实大气中太阳辐射能的分配以理论上射达地球的太阳能0.49为1
3、00%计算云层吸收：3%；水蒸气、烟雾和空气分子吸收：16%；反射或散射回到太空：30%加热陆地、海洋和冰原：51% (6)云量和反射率对射达海面太阳辐射的影响低层云密集覆盖:把80的太阳能吸收或反射回太空中，只有2025的能量可以到达海面。其经验公式为 式中，为未经散射和吸收的太阳辐射量，C为云量，为反射率(反射量与入射量之比)。反射率：330海面反射率平均值：6海冰的反射率：大约3040清洁雪面反射率：可能高达90。 (7)海水对太阳辐射能的吸收在清澈海水中：99的太阳能都被100 m以上水层所吸收55的太阳能都在最初1 m深度内被吸收掉。在沿岸、河口附近，超过63(最多82)的太阳能都在
4、最初1 m深度内被吸收掉。 （8）大洋中吸收的太阳能分布平均到达海面并被吸收的太阳辐射能(Wm2)，如图所示。 四、有效回辐射()(1)海洋表面温度：太平洋：平均292.1 K 大西洋：平均289.9 K印度洋：平均290.0 K (2) 辐射热量与温度的关系辐射的热量与绝对温度的四次方成正比(斯蒂芬一玻耳兹曼定律)： 式中：是海水绝对温度；是斯蒂芬-玻耳兹曼常数，；F是水面辐射特性常数。绝对透明体F=0，绝对黑体F=1。a. 水面向大气辐射F近似于1b. 大气向海面辐射F小于1,F的量值取决于空气中的水汽含量，水汽含量越多，F越大。辐射的最大波长与绝对温度成反比(维恩定律)： 式中，（3）海
5、面辐射与太阳表面辐射的比较1 6 000oC的太阳表面的辐射功率约是10oC海面辐射功率的200 000倍。太阳辐射最多能量的波长：0.5 m海面辐射能量最多的波长：10 m左右（4）净辐射值有效回辐射：海面向大气的长波辐射与低层大气向海面的回辐射之差，即净长波辐射耗损。有效回辐射随着空气中水汽的含量而变化。晴朗的夜晚，海水温度降低大；有云或相对湿度较高的夜晚:海面温度降低少。根据卫星资料算出的海面的有效回辐射。海面有效回辐射(wm2) 五、蒸发耗损的热量()液态水变为同温度下的气态水所需要的热量称蒸发耗损热量，又称潜热通量蒸发1 g海水所需要的热量：平均值为590 calg海洋每年通过蒸发要
6、失去126 cm厚的水层。200 计算蒸发量的经验公式： 式中：-是水面上方一定距离处的水汽压-是水面上贴水层空气的饱和水汽压-是蒸发系数W-风速L-蒸发潜热。如果风速以海上8 m高处风速来计算，单位为，水汽压以Pa为单位，则。2010-9-9 全球每天平均海面潜热通量(wm2) 由图可知 最大的潜热通量位于信风区，因为那里海气湿度差最大； 其次，是湾流和黑潮区，那里湿度差大，风速也大； 冬季，强冷空气吹过海面，使蒸发量显著增加； 潜热通量向高纬度海域渐次减少，这是因为那里海气温差减少，从而导致海气湿度差减少之故。 六、显热耗损(Qh)显热耗损是接触热交换。靠空气与海面接触、借助于两者温度差产
7、生对流作用来传递热量。与水气温差和风速密切相关显热耗损最大值只有潜热耗损最大值的6。平均海面显热通量(Wm2) 七、海洋的净热量平衡方程 1净热量平衡方程 （1）海洋整体在总体上海洋热能是平衡的Q=0，在局部情况下Q0（2）海洋局部局部夏季：海洋表层吸热使水温增高Q0局部冬季: 失去同等的热量Q0低纬度热带海区：Q0极地海区：Q0，缺少的热量由低纬度海区通过海流向高纬度进行输送。 2平流热传输() 平流热传输是水平方向暖流带来的热量或冷流使这里失去的热量高纬度海域，海洋失去的热量比从太阳那里得到的多，多余的失热，要靠黑潮、湾流将赤道附近的热量向极地输送。而赤道附近从太阳获得的热量多于失去的，只
8、有流走一部分，才能保持那里的平衡。对于局部海域，必须要考虑平流热传输(Qv)，即 有效回辐射；蒸发耗损的热量；Qh显热耗损；平流热传输 2-2 海冰一、冰盖面积整个海洋大约有34的面积是被海冰所覆盖。二、冰区热收支1极地冬季，来自太阳的辐射量实际上等于零。2海冰的反射率：3040；刚下过雪之后反射率有时能达到95。3海冰对辐射的吸收：没有被反射的辐射进入海冰中，在海冰表层几毫米厚度之内就被迅速地吸收了。4冰区热传导：从水向冰的方向进行，最终传向大气。三、结冰速度（冰盖增厚率） （1） 式中：是海冰结晶潜热，是海冰密度。传向大气的热通量： （2）式中：是冰的热传导系数冰盖上面气温与下面水温之差Z
9、冰盖厚度（2）代（1）得： （3）对（3）求积分： 令 有海冰增长的厚度为： (4)式中：-结冰日时间长度；-度-日当量，等于冰面上空气低于冰点的度数与时间的乘积积分。则得 （cm） （5）由（5）式可以预测，一个冬季冰增长的最大厚度大约是3 m。 在北冰洋中部，海冰每年夏天融化的数量总计为几十厘米厚。每年大约有2 000 km3的冰飘移，飘向赤道。这些冰的数量相当于北冰洋中部冰盖的厚度降低20 cm左右。在北冰洋无冰水面总计占112，经常导致无冰水面的出现。2-3 海洋中的水量收支 一、水循环与盐积累1水循环 水的来源完全靠地球自身，在地球系统自身之内周游而循环，所以也称为水循环。 水循环示
10、意图 2盐积累：500年内无明显变化 每年河流带进海洋的、溶解的固体物质大约是31012kg。不到海洋含盐总量的。即使所有进入海洋的盐分都完全溶到海水里(事实当然并非如此)，那么，用现在的测量技术也只能确定大约500年后平均盐度的增加情况。二、水量平衡1水的支出：蒸发和结冰蒸发的速率是每年126 cm，它相当于每年移走的水量为450103 km3，即相当于海洋总水量的0.03。蒸发不均衡： 南北亚热带海域：海面年蒸发量可达140 cm左右；热赤道附近：110 cm左右；两极：不到10 cm。结冰：以固体冰形式被冻结在陆地上的水量约为24106 km3，如果这些冰全部融化并流入海洋，会使海平面上
11、升66 m。2水的收入有同等的水量通过降雨和河流进入海洋。形式：降水、陆地径流和融冰大洋获得的水中10是陆地径流，其余的为降雨和融冰。降水：大洋接纳的降水总量411103416103 km3蒸发与降水的关系：近似反位相，蒸发大，降水少的区域盐度高，反之，盐度低。（除纬度大于50o的高纬海域外）世界大洋表面的蒸发与降水差(E-P)和盐度(s)的经向分布由图可知： 南北纬40o以内区域，蒸发大于降水40o以外向极海域和近赤道海域，蒸发少于降水。蒸发与降水之差蒸发与降水之差(ma)地表径流及地下水入海：年总量2910338103 km3，以地表径流为主。亚马孙河：占全世界总径流量的20刚果河：为亚马
12、孙河的23.3长江：居世界第三位，为亚马孙河的18.9大西洋的入洋淡水量高居各大洋之首, 入海淡水可使大西洋海面上升23 cm。太平洋年入洋淡水量能使水位提高7 cm极地海域陆冰滑落入海融化水量1.2103 km3冰山源地: 南极大陆。冰川由南极大陆腹地以每天1 m的速度向低处推进，断裂入海后则形成巨大的冰山，有的长达100 km，宽达数十km。格陵兰岛: 每年仅随拉布拉多寒流漂游到大西洋的冰山，就多达388座。这些冰山终将融化，对局部海域的水量平衡也有不可忽视的影响。水量平衡方程式： 式中：P为降水，R为大陆径流，M为融冰，为海流使海域获得的水量，E为蒸发，F为结冰，为海流使海域失去的水量，
13、余项为研究海域在给定时间内水交换的盈余(0)或亏损(0)。对整个世界大洋而言，和完全相互抵消，M和F也大致相等，则有 太平洋因降水与径流之和大于蒸发，水量有盈余，可向大西洋输出。大西洋每年水位损失12 cm，要靠太平洋、北冰洋来补充。北冰洋：蒸发量小，折算成水位不到大西洋的10。径流多，总流量为亚马孙河的13，折算为水位就与大西洋的径流效应相当；水量盈余。北冰洋水量盈余多而盐度低。盐度低使海水冰点升高，从而使海水较易结冰。 3地球上水的组成97是在海洋里，2在冰川里，不到1是以淡水湖泊、河流和以地下水的形式存在。云或水汽中所含水分的总量都少于十万分之一。 人类用水量（据联合国估计）：1900年： 4 000亿立方米年 1980年：30 000亿立方米年1985年：39 000亿立方米年 2000年
