热与水收支平衡.pptx

13.2 3.2 海洋的热量与水量平衡海洋的热量与水量平衡 海面热收支海面热收支 海洋内部的热交换海洋内部的热交换 海洋中的水平衡海洋中的水平衡第三章 海水的物理特性及其表征2l 海洋热量来自海洋热量来自太阳辐射能太阳辐射能，几乎全部通过，几乎全部通过海海-气界面气界面到达海洋。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。究极小尺度的海洋空间时则另当别论。l 世界大洋世界大洋的平均温度在几十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，这种洋获得的热量与失去的热量相同，这种收支平衡收支平衡主要通过海面进行。主要通过海面进行。l 通通过过海面海面热热收支的主要因子有收支的主要因子有：太阳辐射：太阳辐射(Qs)、海面有效回、海面有效回辐辐射射(Qb)、蒸蒸发发或凝或凝结结潜潜热热(Qe)及海气及海气间间的感的感热热交交换换(Qh)，即，即 Qw=Qs-QbQeQh l Qw 为为通通过过海面的海面的热热收支余收支余项项，整体、长期而言应，整体、长期而言应Qw=0，但局部，但局部、短、短时时则则Qw0。Qw0，海水获热；，海水获热；Qw0，海洋失，海洋失热热。海面热收支海面热收支 海面热平衡方程3 太阳辐射Qs海面热收支l太阳辐射能太阳辐射能Qs：地球每年从太：地球每年从太阳接受的辐射能阳接受的辐射能量约为量约为5.51024J，相，相当于人类全年消当于人类全年消耗各种能源的耗各种能源的8.7万倍。万倍。l 太阳辐射能的太阳辐射能的99.999.9集中在集中在0.20.210.0mm10.0mm波段内，波段内，其中可见光其中可见光(0.40(0.400.76mm)0.76mm)占占4444，红外线红外线(0.76m)0.76m)占占4747，紫外线，紫外线(0.40mm)0.40mm)占占9 9。4 4105 104 103 102 10 1 10-1 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 OrangeYellowGreenBlueViolet49%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，又称短波辐射，99.9%的辐射能集中在的辐射能集中在0.210.0 可见光可见光0.400.76 ，占，占44%红外部分（红外部分（0.76 ），占），占47%紫外部分紫外部分(0，海水有净的热收入；，海水有净的热收入；南北中、高纬海域南北中、高纬海域Qt0，海水有净的热，海水有净的热支出。支出。海面热收支l 海海-气感热交换气感热交换Qh 随纬度变化不大，且量值较小。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 25A hypothetical model of Earths air circulation if uneven solar heating were the only factor to be considered.26EquatorNorth Pole30o60oHadley Cells (1935)Equator60o N60o S30o N30o SNorthPoleSouthPole27Global air circulation as described in the six-cell circulation model.28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，但它们的年际变化却不大。这说明大洋内部必然存在自低纬向中高域明显高，但它们的年际变化却不大。这说明大洋内部必然存在自低纬向中高纬的热量输送纬的热量输送 大洋径向环流大洋径向环流 完成。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。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。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流等引起的搅动混合混合，把海面热量向下输送。，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，往往由于层输送。而海面有净热量支出的海域，往往由于降温增密降温增密作用引起对作用引起对流，结果使热量向上输送。流，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，如海洋中的铅直热交换还起因于其它因素，如埃克曼抽吸埃克曼抽吸和大风卷和大风卷吸作用导致下层冷水上涌；在吸作用导致下层冷水上涌；在升、降流升、降流海域，尽管速度很慢，仅海域，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，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。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水平方向上的热输送主要通过海流海流完成，其热输运量相完成，其热输运量相当可观。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单位时间内通过海流垂直方向单位面积所输送的热量q=Cpr ruT，即海流输送的热量除流速外，还与水温高低，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，即对值之高低，而是海流方向上的水温梯度，即QA=-Cpr ruT/n，负号说明热量输送与温度梯度方向相反。，负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。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。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通常，方程右端各项之代数和Qt0。Qt0时，海水净吸热，水温升高；时，海水净吸热，水温升高；Qt0时，海水净放热，水温降低。时，海水净放热，水温降低。|Qt|越大，升温或降温速率越快。越大，升温或降温速率越快。Qt 由正转为负时的由正转为负时的Qt=0，对应于水温极大值；，对应于水温极大值；Qt 由负转为正时的由负转为正时的Qt=0，则，则对应于水温极小值。对应于水温极小值。l 设一天中的设一天中的Qb、Qe、Qh、Qz 和和QA为常量，则为常量，则Qt值变化取决于值变化取决于Qs变化。变化。通常通常Qs值在中午达到最大值在中午达到最大(因太阳高度大因太阳高度大)，此时，此时Qt0，且达最大值，水，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，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值减小到与方程右边其他项代数和相等时，有他项代数和相等时，有Qt0，水温达到极大值而停止上升。然后，太阳，水温达到极大值而停止上升。然后，太阳高度进一步降低，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，而是时间不是中午太阳高度最大时刻，而是午后午后13 时时左右。同理，水温极小左右。同理，水温极小值时刻发生在值时刻发生在Qt值由负转正之际，海洋中一般发生在值由负转正之际，海洋中一般发生在凌晨凌晨。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同样，一年中水温极大值不在太阳高度最大月份份(北半球北半球6月月)，而是，而是8 月份月份左右，最低值则出现左右，最低值则出现在在12月份月份。l 研究海洋热平衡的重要意义在于分析海洋水温研究海洋热平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，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。如果计算后发现状况的主要因子。如果计算后发现Qt0，且又排，且又排除了计算的误差，那就提醒我们必须去研究和发除了计算的误差，那就提醒我们必须去研究和发现新的问题。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、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 蒸发蒸发：使海洋失去热：使海洋失去热量的同时又失去水量。量的同时又失去水量。海洋每年失去水量海洋每年失去水量450103km3，蒸发水层，蒸发水层厚约厚约125cm。海洋中的水平衡l 各海区蒸发很不均。各海区蒸发很不均。赤道附近小，南、北副赤道附近小，南、北副热带最大，蒸发量达热带最大，蒸发量达140cm，之后向高纬迅速，之后向高纬迅速减小，至两极海海域不减小，至两极海海域不足足10cm。37 影响因子l 降水降水：每年约：每年约415103km3，分布，分布不均。赤道附近热带海域降水量最不均。赤道附近热带海域降水量最大，年平均大，年平均180cm以上，副热带海以上，副热带海域降至域降至60cm左右，而南北两半球左右，而南北两半球极锋附近又显著增多，然后向极方极锋附近又显著增多，然后向极方向迅速减少。向迅速减少。l 降水量与蒸发量之间，除大于降水量与蒸发量之间，除大于50高纬海域外，其变化曲线几乎高纬海域外，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。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 径流径流：包括地下水入海，各大洋中分布也极不均匀。注入径：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上升23cm/a。印度洋次之。太平洋的最大注入河流是长江，但。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，因太平洋宽广，故所有陆地径流只使其水面上升面上升7cm/a。l 结冰与融冰结冰与融冰：是海洋水平衡中的可逆过程。海冰被海水冲击：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，陆地冻结冰的融化会使海洋到陆地上使海洋失去水量，相反，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。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：式中：P-降水、降水、R-陆地径流、陆地径流、M-融冰、融冰、E-蒸发、蒸发、F-结冰、结冰、Ui和和Uo-分分别为海流混合使海洋获得和失去的水量，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研究海域在某时段内水量交换之盈余交换之盈余(q0)或亏损或亏损(q0)。l 大洋整体的大洋整体的F和和M是可逆过程，相互抵消，是可逆过程，相互抵消，Ui和和Uo也应相等，故简也应相等，故简化为化为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。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。布迪科布迪科(1974)计算世界大洋总平均的计算世界大洋总平均的R=12cm/a、P=114cm/a、E=126cm/a，故，故q=0。海洋中的水平衡