物理海洋学 海洋的温度盐度密度.ppt

第15讲 海洋的温度、盐度、密度n海洋的热收支n大洋温度、盐度、密度的分布海洋的热收支n海洋不断地从外界获得热量，使水温增高 ；同时又把所获得的热量不断地向外发射 ，使水温降低，这两种相反的过程，在海 洋中不断进行这种对立统一的关系，就 是海洋中的热平衡 .海洋的热收支 nQs——进入海洋中的短波辐射能；nQb——海面长波辐射净失去的热量，称为海面有 效回辐射；nQh——通过海—气感热交换所获得(或失去)的热 量；nQe——通过海—气潜热交换(凝结或蒸发)所获得( 或失去)的热量；nQc——通过对流、平流和混合与相邻海域进行交 换所获得(或失去)的热量n其他方式Ø地球的内热、星体的辐射、海洋中的生物和化学过程 、放射性物质的衰变、海水内摩擦作用，融冰和结冰 过程以及大陆径流和降水等Ø为量极微，或者具有明显的地区性和时间性，对某些 特定海区影响较大，但对整个大洋的热收支影响甚小 n海洋热平衡方程 nQt=(Qs-Qb)+- Qh+- Qe+- QcnQt是海洋与外界进行热交换之后热量的总 变化；(Qs-Qb)称为海面辐射热量收支的差 额，又称海面辐射平衡一、太阳辐射n 通过大气圈到达海面的太阳辐射有两部分 ：直射海面的称为直达辐射；受大气介质 散射后到达海面的部分，称为散射辐射， 两者总和称为总辐射。

n总辐射被海面反射掉的部分，称为反射辐 射n太阳辐射穿过大气层时，被削弱的程度与大气透 明度系数和大气质量有关经过削弱后到达海面 的辐射能为：n 其中I0为太阳常数；P为大气透明度系数，在热带及工业 雾影响的地区，P约为0.7，在较干净的大气中，P约为0.8 ；m为大气质量，是在标准大气压下太阳辐射直达海面时 所穿过的单位截面上空气柱的质量 n随着太阳高度的减小，m值增大通过大气 的太阳辐射能按指数规律减弱，m值越大， 减弱越多，这是因为太阳光线通过大气路 程增加的缘故；同时，大气越浑浊，射达 海面的辐射能便越小 n太阳高度对太阳辐射的影响遵循朗伯定律 ：射达水平面上的太阳辐射能与太阳高度 的正弦成正比n总辐射主要受太阳高度、大气透明度和天 空云况的影响 n平均太阳总辐射具有带状分布特征，随纬度的减低而 增高，例外的是在赤道附近，由于云量的增加反而显 著减小 太阳年总辐射的分布） 二、海面有效回辐射 n海面辐射大部分为大气(主要是大气中的水 汽)所吸收，被大气吸收的这部分辐射能有 一部分又返回海面，称之为大气逆辐射 n海面辐射和大气逆辐射的差值叫做海面有 效回辐射,与海面水温、空气中的水汽含量 和天空中的云状、云量有关。

三、海洋与大气的感热交换 n任何温度不同的物体互相接触时，都要通 过传导作用进行热量交换，大气和海洋之 也是这样，这种热量交换通常称为感热交 换或者湍流热交换海—气之间的这种热 交换过程，主要决定于两个因素：一是海 面风速，二是海气之间的温度差 n风产生大气湍流，导致垂直方向的湍流热 量输送，从而促进海气之间的热交换；海 气温差决定着近海面大气层的层结状况 n气温高于水温时，大气向海洋传递热量这时近 海面大气的层结稳定，热量传递借助于分子运动 过程，所以极其缓慢n水温高于气温，则近海面大气呈不稳定层结由 于大气下界面输入了海水的热量而形成了自由对 流(也就是热力湍流)，把来自海洋的热量迅速向上 输送；同时，表面海水因失热而密度增大，也形 成不稳定层结，从而产生自由对流，它把海洋内 部的热量源源向上输送正是由于大气和海洋中 同时进行着上述垂直湍流热输送过程，使得海洋 中的热量迅速地、不断地向大气输送 四、海面蒸发 n蒸发使海水失去热量，表面水温也随之降 低据计算：一克水在0℃时，化成同温度 的水汽需要热量2497焦耳，一克0℃的水蒸 发为同温度的水汽时，需要热量2836焦耳 n 蒸发速率与近水面空气中水汽的垂直梯 度成比例。

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 较贴水面空气的水汽含量小，这时由于扩 散的结果，水汽将向上输送，蒸发得以继 续进行；否则，蒸发停止，甚至产生凝结 过程由此可见，在海面垂直方向上的水 汽压差是维持蒸发的先决条件五、海洋内部的热传输n 表层海水所吸收的辐射能，被湍流和海流传 递到深层和其他海区由于湍流中海水微团的混 乱运动，必然导致热量(当然还有其他各种物理量 )向不同方向传递和扩散 n 水平海流输送的热量是很可观的单位时间 内，通过与流向垂直的单位面积的水平热通量， 决定于水平流速的大小和水温的高低，流速越大 ，水温越高，输送的热量就越大，但是，对海洋 热状况及海洋气候变化发生影响的并不是热通量 ，而是热平流 n 热平流是指给定区域内，通过与海流方向垂直的两个 断面的热通量差只要存在热通量差，就能产生两个断面 之间的区域热效应如果第一个断面进入的热通量比由第 二个断面流出的热通量大，则为热平流；反之，则为冷平 流当然，这种由平流所获得或失去的热量，又通过垂直 方向上的热交换传向深层和大气由于大洋上的水温多是 呈纬向带状分布，因此，由海流进行的热量交换沿经向最 为显著。

大洋海温的垂直分布Ø海温垂直分布约可分三层：表 层（含混合层）、次表层及深 海 Ø次表层含一主温跃层（ thermocline）Ø典型低纬度的温度垂直分布是 20℃ at surface, 8℃ at 500m, 5℃ at 1000m, 2℃ at 4000m，但典型近极地的温度垂 直分布是上下近乎一致，约2℃ Sea surface temperature（SST）的水平分布nSST等温线为東 西走向，赤道热 极地冷nSST最高在西太 平洋附近，为 Warm pool其 东方近南美处， 有一舌状冷水， 为cold tongue Sea surface Salinity（SSS）的水平分布nSSS主要受蒸发/降 雨影响，由SSS可 推知ØPrecipitationØEvaporation ØSoil moistureØAtmospheric water vapor ØSea ice extentnSSS一般在33到37 psu North Atlantic（35.5） ＞South Atlantic and South Pacific（35.2） ＞North Pacific （34.2）。

海水密度n主要受温度控制，分 布与之反相nVertical distribution: Ø一般是上轻下重ØDensity于混合层分布 近乎uniform，其下大 都是密度跃层（ Pycnocline），此层 与thermocline近乎位 置相同Ø深水温度变化小，密 度随压力增加而增加 C. Stratification: 成层nStratification 是海洋學中重要的一現象，當太阳照射海面，表面海水增温，但密度減小，温 暖的表海水當然可以热傳導／擴散效應將热傳至深层海水，但過程緩慢費很長的時間，風／浪 的攪動（mixing）可將热快速地向下层海水傳送，唯較顯著的mixing皆限於較上层海域所以 海洋形成上热下冷或上輕下重的分布，此謂stratificationstratification亦可由鹽度造成 ，如河口、极地等海域nStratification 可降低／禁止海水的垂直運動，因從一密度面運動至另一密度面，須作功消耗 能量因此它阻絕了深海水與外界的交換n若stratification無（或弱），我們稱此海洋為homogeneous ocean，反之稱為inhomogeneous ocean。

又stratified ocean是一stable的海洋，反之則是中性（neutral）或unstable的海洋 nUnstable 情況即是海水上重下輕，如此重海水會下沈，輕海水會上浮，如此垂直運動發生，极 地常見此情況以上浮海水為例，於stratified ocean中，以上浮海水會overshot，即上浮超 過其相等密度层，而上昇至密度更小的水层，但在此水层又因密度大而再下沈，如此產生上下 振盪，其頻率稱之為Brunt-Vaisiala Frequency 或buoyancy frequency (N)，此頻率為物理海 洋處理motion in the stratified ocean中一重要參數nStability可用以數次形容海洋的stratified的情況The stability is proportional to – (1/ρ)( Δρ/Δz) 而buoyancy frequency 的平方亦 proportional to –(1/ρ)( Δρ/Δz) 小结海洋是地球最大的空 调，对全球气候有着决定 性影响！。