世界大洋的热量水量平衡.ppt

第二章第二章 世界大洋热量水量平衡世界大洋热量水量平衡和温、盐、密度场和温、盐、密度场一、世界大洋的热量平衡一、世界大洋的热量平衡 1.海面的热收支海面的热收支 世界大洋中热量 →几乎全部来自太阳辐射； →除个别活动强烈区域外影响不大（海底向大洋输送热量）； →微不足道，海洋内部放射性物质裂变以及生物、化学过程与海水运动所释放出来的热能 调查资料证实，大洋深处60～70年前的水温值和现今几乎完全相等 因此如果不是研究超长期变动，那么就可以假定通过海面输入和输出的热量相等海面的热收支通过海面进入海洋的太阳辐射能海面有效回辐射蒸发或凝结潜热海气之间因为温度不同而发生的感热交换 平均而言，海洋热能是平衡的，在局部上述右侧的四项不一定达成平衡，对于同一地点，夏季通常海洋通过海面吸收热量而使水温升高，冬季则海洋损失热量而水温降低，海洋有净的热量收入也有净支出 ①通过海面进入海洋的太阳辐射能通过海面进入海洋的太阳辐射能 辐射：物体温度高于绝对零度都能辐射；辐射能量与物体绝对温度的4次方成正比；辐射能量最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。

太阳表面温度6000K以上，地球每年接受太阳辐射能量约5.5×1024J，是人类全年消耗各种能源的8.7万倍 太阳辐射：红外、可见光、紫外，分布于从X射线到无线电波的整个电磁波谱区内太阳辐射能量99%集中在（0.17～4）μm波段，可见光（0.40～0.76）μm部分的能量占44%，红外部分（＞0.76）μm占47%，紫外部分（＜0.40μm）占9% 太阳常数S：单位时间射达大气上界单位面积上的太阳辐射总能量，约(1.96±0.06)cal·cm-2·min-1换算（国际）单位制：(1367±7)W·m-2 ，以S表示 紫外部分的能量→绝大部分被臭氧吸收； 红外小部分能量→被水汽、CO2等吸收（影响不大）；水蒸气和二氧化碳对从地球向大气的长波辐射吸收较多，使大气变暖—“温室效应” 没被吸收的太阳辐射→（直达和散射）射达海面（达海面总辐射），它与太阳高度（太阳光线与地球观测点的切线之间夹角）、大气透明度、云量、云状有关，不同地点（纬度）和不同季节也不同 到达海面的总的辐射量只有太阳辐射来的能量一半，其中又有一部分被反射回大气和天空。

晴空时到达海面的总的辐射量云量反射率（海洋平均7%，高纬度可达10%） 辐射能进入海水之后，一部分被海水吸收，另一些被散射掉，散射的大部分辐射能几经周折也被海水吸收，只有小部分，返射出海面海水吸收的辐射能转化为热能真正进入海水的辐射能有经验公式计算：太阳辐射及海水吸收示意图  大洋表层平均17.4℃，大气平均为13.7℃，交换的结果恒为海洋失去热量 大洋向大气辐射量小，主要是长波辐射，能量90%以上集中在（4～80）μm范围之内 最强的辐射波长约为10（μm），水汽和CO2吸收海面长波辐射的75～90%，大气也以长波的形式向四周辐射，向上进入太空，向下的部分，称为大气逆辐射，几乎全部被海洋吸收 海面有效回辐射，即指海面的长波辐射与大气回辐射（长波）之差②②海面有效回辐射海面有效回辐射 海面有效回辐射主要取决于海面水温，海上的水汽含量和云的特征 天空有云时，大气回辐射强，海面有效回辐射减小这正是在冬季早晨阴天时比晴天时暖和的原因晴天比阴天有效回辐射大80%。

计算海面有效回辐射的经验公式很多，参数都离不开与湿度、温度、云等因子参数 Stefan 常数空气的热力学温度空气的水气压为云量云的遮拦系数分别是海面水温和海上气温 海面平均蒸发掉 126cm/年，蒸发海洋耗热（凝结放热成大气热源），占地球总辐射量23%（大洋辐射热盈余90%）影响蒸发速率有风、海面空气中水汽铅直梯度、水气温差等；有明显的季节变化和区域性 紧贴海面的水汽含量视为饱和，上部气层中的水汽越少越利于蒸发 水温大于气温，海洋向大气传热使近海面气温升高发生热力对流，海面降温、增密下沉，其下的相对高温水上升至海面，海气温差存在，加速蒸发反之产生稳定的层结，甚至发生凝结，以致蒸发停止 风以湍流形式加强海气之间热传导、将近海面水汽迅速向外输送，加速蒸发；风浪增大海洋的蒸发面，波浪破碎时直接将海水输向大气③③蒸发的热量消耗蒸发的热量消耗 影响海气热交换：海面风速（促进海气间热交换）和海气温差（决定热传导多少和方向） 当气温高于水温，近海面大气层结稳定，热量向下传递，主要是分子热传导 当水温高于气温时则不然，空气获得来自海水的热量后产生热力湍流和对流，能把所获得的热量迅速地向上输送；表层海水失热降温而增密，也产生了对流，其效应是把下层海水的热量再输运到表层，从而使这种热交换过程得以进行下去，直至两温度相等。

④④感热交换感热交换 分别为比定压热容、为空气密度、为块体交换系数、高度为Z处的风速和温度、海面的风速和温度 ⑤⑤海面热收支随纬度的变化海面热收支随纬度的变化 世界大洋年平均海面热收支各分量，随纬度变化 通过海面进入海水净辐射（Qs-Qb） 随纬度变化很大，在10°～20°N年均达157W/m2以上，在20°S～ 25°N范围内高于140W/m2；纬度再增加净入辐射值急剧下降，纬度高于50°N后，便降到50 W/m2以下 蒸发耗热Qe量级与（ Qs-Qb）相当，在中高纬度变化趋势也相似；但在低纬热带海域，因热带洋面上湿度大，蒸发量显著低于亚热带，呈双峰形式 Qk的量值既小，且随纬度的变化也不大 热收支余项Qθ在各纬度带上的年均值差别明显正值区（竖直影线区）和负值区前者在低纬海域，海洋有净的热量收入，最大值出现于0°～ 10°N，可达41 W/m2以上，后者在中高纬度海域，表明海洋有净的热量支出，在50°～70°N支出最多，近35 W/m2 全年平均有净收入的海域水温没有升高，反之在热量净支出的海域水温也没有不断降低。

虽然热带海域表层水温比温带、寒带水温明显高，但它们各自的年际变化都不大，换言之，它们不是在逐年递增或递降，而是基本上维持在多年平均值附近 据布德科等对整个世界大洋年平均海面收支计算的结果，热量的收入与支出也是平衡的 低纬热量的净盈余没用于升温而用于何处? 高纬热量净亏损而水温不降又是靠哪来的热量所维持? 事实上，海面之下是否有热量从低纬向高纬海域传输 2. 三维海洋的热收支 ①①海面辐射的向下输送与透射辐射海面辐射的向下输送与透射辐射 海水对辐射（尤其红外波段）的吸收很强洁净大洋水，lm厚水层吸收进入海面辐射能55.5%，10m可吸收77.8%，100m可吸收99.47%；在浑浊的沿岸水中1m厚的水层可达（63～82.4）%，5m即达（86～99）% 如果这些辐射能全部耗于增温，洁净大洋水0～1m增温幅度，为1～2m增温幅度的9.3倍，2～3m增温幅度20倍 实际海面薄层没有急剧变化，一是吸收热量耗于蒸发、有效回辐射、海气感热交换等；二耗于增温时风和浪和流引起的涡动混合，使一定厚度的水层内温度趋于均匀。

均匀层的深度可达数10m至100m以深 升温后的均匀层与混合作用所不及的下层之间，温度差异很明显，这种差异被压缩到下界附近的一个薄层之内，致使该层水温铅直向梯度特别大，形成温跃层 如海面吸收辐射继续增加，且风力加强足以使混合可达更深层时，跃层深度即随之加深 下图实线是‘东方红’ 调查船1987年 5月25日观测的水温铅直分布曲线，跃层在10m附近； 于1987年 6月10日重测，如点线所示（0～10） m层水温统统升高了3℃多，显然是太阳辐射增强所致；（12～17）m层几乎‘同步’地升高6℃  真正成因：6月1～2日江淮气旋， 6月5日有冷锋过境，黄海风速达15m/s左右，使混合深度加大也使(12～17)m水层大幅度地升温达15.5℃左右 大风过后，混合的深度又恢复到9m左右，通过海面净收入的辐射，仅使9m以浅的水层升温，形成了双跃层 在大洋中因温跃层较深（可>100m），再往深层几乎无透射率，故仅考虑混合层内辐射吸收即可。

浅海因温跃层较浅，进入的辐射，大部分在上混合层内被吸收，还有小部分可透射到跃层之下尤其在春夏季沿岸陆架区跃层较浅，透射的影响更不可忽视在研究上混合层内热收支时，应考虑这一透射的影响 上图18m至底层的增温，与透射作用有关，当然也应考虑底层潮混合的作用 在我国近海表层水温预报中计算式改写为： C系数0.61（依我国沿岸资料年平均值）， tr透射率；a 透射辐射在海水中的衰减率；h为水深；在实际计算中，tr =0.45，a=0.lm-1，As高纬海域取0.08，而中低纬度海域取0.07 ②②埃克曼抽吸和大风卷吸对上混合层的影响埃克曼抽吸和大风卷吸对上混合层的影响 夏季的水温跃层强度较大且稳定，在上层海洋计算中常以跃层为‘刚底’，使三维模式简化成二维 局部海域风应力（及其旋度）达到一定强度，卷吸和抽吸作用也会破坏‘跃层刚底’ 使下层冷水涌入上混合层从而减缓上混合层的升温 当风应力及其旋度达到更大强度时，涌入冷水更多，还能使上混合层局部海域出现短时剧烈降温。

下图大风过境后使（0～18）m水层温度下降1℃多，而跃层深度下沉（7～8）m热带风暴和台风经过的海面，常常留下一条‘冷尾迹’，则是因强烈的气旋式风场使表层海水辐散，导致下层冷水上涌，即所谓埃克曼抽吸而造成的 海洋上混合层水温短期预报中，大风卷吸和‘埃克曼’抽吸对上混合层热收支的影响必须考虑，因为跃层强盛的夏季，也正是热带风暴和台风最活跃的时节此类天气系统过境期间，恰恰缺乏现场观测定量描述进展迟缓，多以参数化的形式计算其影响研究较长时间内的热收支，对此类天气过程不注意 ③表层冷却对流与温跃层的消衰 由春到夏是季节性温跃层形成和增强时期太阳辐射增强，表层海水积累了较多热量热量向下输送以涡动混合为主涡动混合所及层深就是跃层的上界由下图中的 a可见，4～8月是季节性温跃层形成并加强的时期，高温的上均匀层厚度可>20m 由秋到冬是季节性温跃层削弱和衰亡时期太阳辐射减弱(特别是进入海面辐射减少)，干冷空气吹掠；海面增加了向大气感热输送，更重要的是蒸发旺盛，加速了海面的失热表层海水被冷却后密度增大，导致海水层结不稳定，遂产生对流混合，把上层海洋前期贮存的热量陆续输向海面。

降温和对流的加剧，可使季节性温跃层强度逐步削弱，深度下移，直至消亡(下图b)在浅海对流可直达海底，使整层水温趋于均匀，渤海和黄海秋末如此；东海北部陆架区对流达到底层时间推迟 下图跃层之下水温逐月变化，不如上图规律，这与该站位于不同水团和‘流系’交互作用区域有关，由于侧向混合与冷、暖平流，增加了水温变化的复杂性，8月份还出现了‘冷中间层’现象 ④④升降流和平流热输送升降流和平流热输送 海洋表层流辐散或辐合，会使表层以下的海水形成铅直向上或向下的流动的升降流其速度一般都不大，只有(10-6～10-4)m/s但海洋上下层的温差较大时，由升降流所传输的热量是相当大，并能导致升降流区水温分布出现许多不同的特点 北美加里福尼亚外海上升流，每月上升20m，南美西岸的上升流，每月可达 200 m来自下层的海水水温低，在断面图上呈现向上伸展的‘冷水舌’，在上层大面图上则出现相应的‘冷中心’ 我国海南岛东北方夏季上升流可升达海面在海表层水温分布图上形成低温中心；上升流不一定升达海面，但下面相应层次上亦可发现低温中心。

世界上最强上升流，在印度洋的索马里和阿拉伯半岛沿岸，那一带海面水温分布，有大片的低温区 因表层海流辐合而形成的下降流也很多，例如赤道逆流和南赤道流的北半球部分之间(海洋环流及水团的章节)，因辐合而形成的下降流，可将温暖的表层水输送到次表层中去 伴随升降流而进行的铅直方向的热输送，输送热能的数量，所能送达的深度，一般都比抽吸和卷吸大得多，更大于透射辐射 然而就世界大洋而言，更大规模的热输送，还应属冷、暖平流 一些强劲海流，水平流速大，流量可观黑潮在27°～37°N间输送水量为2.22×107m3/s，湾流可达3.25×107m3/s伴随的热量输送更显著湾流每年向西北欧每 1km海岸输送的热量，相当于燃烧6.0×1010kg煤 平流热输送，与海流的流速、流量有关，还与沿流向海域的水平温度梯度，以及流域温度的成层性有着更密切的关系 如果海流经过的海域，本不存在水温水平梯度且海流流过之后也没有发生什么变化，那么，海流携带的热量只是 ‘走过场’ 而已，不会对该区域热状况和气候产生什么影响。

但是，若在流经的海域中，通过与流向垂直的两个断面的水平热通量之差不为0，则将产生平流热输送：分别为两个断面的热通量 暖平流，即海流给该海域输入热量 冷平流，使该海域失去热量 冷、暖平流也通称为热平流或平流热输送如该海域只有上述两个断面存在热交换：使研究海域内热量聚集，水温升高 使研究海域内热量散失，水温降低 为研究海域的热量的改变量 事实上，其他界面，例如海面也存在热交换假如热平流产生的热效应，不用于改变研究海域热含量，而是用于和铅直方向的热交换达成平衡，那么，研究海域的水平热通量之差，就应等于铅直热通量之差设在深度为Z1与Z2的水层内的热平流为：下界面的铅直热通量分别为：  在湾流和黑潮等强劲暖流流域，暖平流异常巨大相应海域水温并未持续上升，多年平均水温变动相当小一海域蒸发耗热甚多，二海面有效回辐射和感热交换等都是海洋失热，基本上把暖平流所增加的热含量消耗了水平方向给该海域所增加的热量与铅直方向通过海面失去的热量大体相抵 北太平洋(0～250)m热平流的贡献占63%，而海面进入的净热通量仅占29%，可见热平流影响。

利用人造卫星观测的向上和向下辐射，可以计算大气和海洋输送热量之和，而大气输送的热量又可以用气象探空资料计算出来，于是便可求出纯粹由海洋输送的热量用这种方法计算所得结果比以往，如塞勒斯(1965) 计算大约1倍，证实海洋热平流的作用比传统的估算大得多 导致以前估算过小的原因，除海洋资料本身的问题外；还有两点是显然的： 一是以往过高地估计了热带海洋的海面反射率，使辐射量的值偏小，导致对赤道向极地热平流的估算也偏低； 二是过去对大气的输送作用估计过高，把大气当成了由赤道向极地热输送的主角而视海洋为配角根据无线电探空的新资料计算，大气的热输送作用和海洋应该是同等量级的但如高野所说，迄今为止的一些大洋环流数值模式，计算所得的由赤道向高纬的热平流量，仍然比人造卫星的结果小一半左右 ⑤⑤海洋的全热量平衡海洋的全热量平衡 海洋全热量平衡，应该扩展到三维的海洋，加上QA 通过对流、平流、混合等过程，与研究区域外进行交换时所获得或失去的热量，于是该式通常被称为海洋热平衡方程海洋的热量收支并不平衡，因而海水的温度（特别是海表）处于变化之中。

但对整个世界大洋的年平均来说，却基本上是平衡的，这是布德科等许多学者的计算所得出的共同结论世界大洋平均水温多年来几乎没有变化，证实了以上计算的正确性不仅对某一时刻，而且对日平均或月平均 研究的意义：①在分析海洋的水温空间分布和时间变化的特点与规律时，能把握住重点；②研究局部海域时，以平衡方程为基础，通过估算热平衡的各分量，弄清制约该海域热状况的主要因子，进而对水温预报；③如果对研究海域计算热平衡各分量后，发现 例如舒莱金(1932)在计算喀拉海热平衡时，由于当时还不知道大西洋暖流能进入该海区，没有计入这项热平流，结果出现了‘不平衡’于是他推测应有来自大西洋的暖流进入喀拉海，这一预言在3年后果然为直接观测所证实----海区北部深层的确有来自大西洋的暖流水且排除了计算误差，就该研究和发现新问题二、海洋中的水量守恒二、海洋中的水量守恒 1.海洋水量平衡与热量平衡的异同海洋水量平衡与热量平衡的异同 地球上水量平衡与热量平衡不同地球上热量的来源基本上只靠太阳辐射这一外部热源输入，在各种过程的制约下，地球以及海洋的热量收支得以达成某种平衡；水的来源则几乎完全靠地球自身，又在地球系统自身之内周游而循环，所以也称为水循环。

尽管海洋热收支中有些过程（如蒸发与凝结、辐射与逆辐射）等似为可逆，但并不可周而复始，所以讨论地球或海洋的热量收支时，只能称为热量平衡而不能称为“热量循环” 两者相似之处，都有收入与支出并可达成某种平衡，都分别影响水温的分布或制约盐度的变化 2 海洋的水量平衡海洋的水量平衡 海洋中水收入主要靠降水、陆地径流和融冰，支出主要是蒸发和结冰 蒸发使海支出了巨额水量每年海洋因蒸发而失去水量约（440～454）×103km3 ，如果海洋得不到水量补充，世界大洋水位将下降（124～126）cm然而蒸发在海洋上的分布是很不均匀的，如下图所示，在南北亚热带海域出现两个极大值，海面年蒸发量可达140cm左右，在热赤道附近下降到110cm左有，至两极最低不到10cm 以固体冰形式在陆地上的水量约24×106km3，如果这些冰全部融化并流入海洋，会使海平面上升66m目前年平均情况看，结冰与融冰的量基本上是平衡的 温室效应如何加速极地冰盖的融化，正在研究中 海洋水量收入以降水最为重要，由大洋接纳的年降水总量可达（411～416）×103km3，但其分布不均匀。

不仅低纬与高纬海域降水量差别大，而且随纬度的变化比蒸发更复杂 有趣的是，除纬度大于50°的高纬海域外，蒸发与降水的曲线，几乎恰好是反位相的它们又都是海洋水量支出与收入的最主要的项，对大洋表层盐度的分布，必有巨大的影响 低纬度海区：降水大于蒸, E-P<0， S低； 亚热带海区：蒸发大于降水, E-P>0，S高； 副极地海区：多云带，蒸发少，S低 大陆径流及地下水入海估计年总量（29～38）×103km3，其中又以大陆径流为主 大西洋：径流量最大的河流是亚马孙河，几乎占全世界总径流量20%，其次刚果河为前者 23.3%考虑到北美洲还有密西西比等大河，欧洲也有许多河流注入，大西洋的入海淡水量高居各大洋之首；若将这些淡水均匀展布整个大西洋，可使洋面上升23cm 太平洋：注入的最大河流是我国的长江，虽也有世界第3位的径流量，但仅及亚马孙河的18.9%，更兼太平洋洋面广阔，年入洋淡水量只能使水位提高7cm 还有1.2×103km3的水量，是由陆冰滑落入海融化而汇入海洋的，这一过程主要发生在两极海域。

 南极大陆是世界上最大的冰山源地，冰川由南极大陆腹地以每天lm的速度向低处推进，断裂入海后则形成冰山，有的长逾100km,宽达数10km 英国捕鲸船1953年2月在罗斯海60°S、150°W处见到一座冰山，长145km，宽40km，高出海面30m；1966年美国观测到的一座冰山长333km，宽96km据统计，南极大陆周围的洋面上，经常有90多座大冰山漂移 北极海域的格陵兰岛也是冰山的发源地，仅仅随拉布拉多寒流漂游到大西洋的冰山，每年多达388座冰山终将融化，对局部海域的水量平衡有一定影响 3.水量平街方程水量平街方程 海洋水量收入与支出，对局部不一定随时都能达成平衡不平衡则导致水位的上升或下降，这又会引发海水产生相应的流动，从而使水位、水量得以调整类似全热量平衡，所谓水量平衡方程式：为降水（Precipitation） 大陆径流（Runoff or groundwater） 融冰(Melting) 为海流及混合使海域获得的水量（In） 蒸发（Evaporation） 结冰（Freeze） 海流及混合使海域失去的水量（Out） 余项是研究海域在给定时间水交换的盈余或亏损对整个世界大洋而言则有： 该式对某些海域有时也是适用的，例如在大多数海域中可不考虑 M和 F的影响，而在具有封闭环流系统的海域内，Uo和Ui也基本上趋于0。

上式表明，大陆径流、降水和蒸发 3项就基本决定了整个世界大洋的水量平衡就世界大洋总平均而言R=12cm/a；P=114cm/a；E=126cm/a；故q=0 对某个大洋若只考虑这3项，就不能保持q=0 如太平洋因降水与径流之和大于蒸发（虽然其蒸发超过大西洋而径流小于大西洋，但其降水是4大洋中最大的，在东部赤道海域，年降水量可达3000mm以上），水量有盈余，可向大西洋输出 大西洋则因每年可导致水位损失12 cm，要靠太平洋、北冰洋来补充 北冰洋水量盈余，蒸发小而径流多（勒拿、叶尼塞、鄂毕等河），总流量约亚马孙河1/3， 但北冰洋面积小，折算为水位就与大西洋的径流效应相当，而其蒸发量折成水位不到大西洋的 0.1倍所以北冰洋水量盈余多而盐度低盐度低又可使海水冰点升高，较易结冰 大洋的东边界和西边界，流向相反，对盐度的影响平均后可以抵消；在广漠的大洋中，径流影响很小，海表面盐度随纬度的平均变化，基本上受制于蒸降差(E-P) 了10°N～70°N 60°S～10°N 4 海水的平均滞留时间和海水的年龄海水的平均滞留时间和海水的年龄 世界大洋海水的总体积约为(135～137)×l07km3，年平均蒸发约(44～45) ×l04 km3，若将大洋海水全部蒸发出去则需3000多年，这就是海水的平均滞留时间。

鉴于海水平均滞留时间长，又认为大洋深、底层流很弱，故有人曾想把深海沟作为污染物废弃的场所，遭到激烈反对，因为调查已发现深海并不乏强流，此外，由海面加热或冷却以及风应力所引起的大尺度的海洋环流，其铅直分量要比上述蒸发效应大得多，海水的更新一般并不要那么长时间 用箱式模型可以估算海水的更新期即使地中海那样相当封闭的海区，虽然只有直布罗陀海峡与大西洋沟通(通过苏伊士运河与印度洋的水交换其量甚微)，但由于海峡上下两层的流入、流出促进了水交换，其平均滞留时间也大为缩短 所谓海水的“年龄”，是指它离开海面下沉后所经历的时间用同位素14C或3H等可以直接测定海水的年龄资料表明，大西洋北部深层的水相当年青，而南大西洋西部深层的水年龄可达 1000年太平洋深于1000m层次，处处都有"老龄"水，而东部深层水更老，有的可达2100 年表明太平洋和大西洋在海水下沉运动方面有很大的差别 中纬陆架浅海如渤海和黄海，冬季强烈的冷却对流可直达海底，海水年龄不会超过1年强劲北风驱动下的沿岸流输出水量，主要以补偿形式而相伴加强的黄海暖流水北上流入，更促进了这些海区的水交换。