03-2熱與水收支平衡ppt課件

1、13.2 3.2 海洋的熱量與水量平衡海洋的熱量與水量平衡 海面熱收支海面熱收支 海洋內(nèi)部的熱交換海洋內(nèi)部的熱交換 海洋中的程度衡海洋中的程度衡第三章 海水的物理特性及其表征2l 海洋熱量來自太陽輻射能，幾乎全部經(jīng)過海海洋熱量來自太陽輻射能，幾乎全部經(jīng)過海- -氣界面到達(dá)海洋。氣界面到達(dá)海洋。l 經(jīng)過海底向大洋保送的熱量，除個別熱活動劇烈區(qū)域外，影響不大；經(jīng)過海底向大洋保送的熱量，除個別熱活動劇烈區(qū)域外，影響不大；海洋內(nèi)部放射性物質(zhì)裂變、生物化學(xué)過程及海水運(yùn)動所釋放的熱能更是微海洋內(nèi)部放射性物質(zhì)裂變、生物化學(xué)過程及海水運(yùn)動所釋放的熱能更是微缺乏道，故對整個海洋而言，在思索其熱平衡時都可忽略不計

2、。當(dāng)然，在缺乏道，故對整個海洋而言，在思索其熱平衡時都可忽略不計。當(dāng)然，在研討極小尺度的海洋空間時那么另當(dāng)別論。研討極小尺度的海洋空間時那么另當(dāng)別論。l 世界大洋的平均溫度在幾十世界大洋的平均溫度在幾十 幾百年的時間尺度內(nèi)并未變化，可以為海幾百年的時間尺度內(nèi)并未變化，可以為海洋獲得的熱量與失去的熱量一樣，這種收支平衡主要經(jīng)過海面進(jìn)展。洋獲得的熱量與失去的熱量一樣，這種收支平衡主要經(jīng)過海面進(jìn)展。l 經(jīng)過海面熱收支的主要因子有：太陽輻射經(jīng)過海面熱收支的主要因子有：太陽輻射(Qs)(Qs)、海面有效回輻射、海面有效回輻射(Qb)(Qb)、蒸發(fā)或凝結(jié)潛熱蒸發(fā)或凝結(jié)潛熱(Qe)(Qe)及海氣間的感熱交換

3、及海氣間的感熱交換(Qh)(Qh)，即，即 l Qw=Qs-Qb Qw=Qs-QbQeQeQh Qh l Qw Qw 為經(jīng)過海面的熱收支余項，整體、長期而言應(yīng)為經(jīng)過海面的熱收支余項，整體、長期而言應(yīng)Qw=0Qw=0，但部分、短時，但部分、短時那么那么Qw0Qw0。QwQw0 0，海水獲熱；，海水獲熱；QwQw0 0，海洋失熱。，海洋失熱。海面熱收支海面熱收支 海面熱平衡方程3 太陽輻射Qs海面熱收支l太陽輻射能太陽輻射能QsQs：地球每年從太陽地球每年從太陽接受的輻射能量接受的輻射能量約為約為5.55.51024J1024J，相當(dāng)于人類全年相當(dāng)于人類全年耗費(fèi)各種能源的耗費(fèi)各種能源的8.78.7

4、萬倍。萬倍。l 太陽輻射能的太陽輻射能的l99.999.9集中在集中在0.20.2l10.0mm10.0mm波段內(nèi)，波段內(nèi)，l其中可見光其中可見光(0.40(0.40l0.76mm)0.76mm)占占4444，l紅外線紅外線( (0.76m)0.76m)l占占4747，紫外線，紫外線( (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 radio

5、MicrowavesInfraredUltravioletX-raysGamma raysRed OrangeYellowGreenBlueViolet49%7%43%波長(米)波長波谷波峰56海面熱平衡方程vhebsQQQQQQ 式中 sQ為到達(dá)并進(jìn)入海面的太陽總輻射又稱有效太陽輻射bQ為海面有效回輻射又稱海面凈長波輻射eQ為蒸發(fā)或凝結(jié)潛熱hQ為海氣間感熱交換Q為海面熱量收支平衡余項2mW各項單位均為vQ為平流熱保送7地表吸收Qs=51太陽散射30大氣散射6地球熱輻射70潛熱Qe=23顯熱Qh=7大氣吸收16大氣和云吸收112大氣和云向上輻射64大氣和云向下輻射Qa=97地表反射4地表熱輻射

6、Qw=118對流輸運(yùn)30太陽總輻射100云反射20云吸收3穿透大氣和云層6有效回輻射Qb=Qw-Qa=21H2O, CO2, O3海面熱收支8太陽輻射又稱短波輻射，又稱短波輻射，99.9%的輻射能集中在的輻射能集中在0.210.0 可見光可見光0.400.76 ，占，占44%紅外部分紅外部分0.76 ，占，占47%紫外部分紫外部分(0Qt0，海水有凈的熱收入；海水有凈的熱收入；南北中、高緯海域南北中、高緯海域Qt0Qt0，海水有凈的熱，海水有凈的熱支出。支出。海面熱收支l 海海- -氣感熱交換氣感熱交換Qh Qh 隨緯度變化不大，且量值較小。隨緯度變化不大，且量值較小。24On the rea

7、l 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 circu

8、lation as described in the six-cell circulation model.28海面熱收支年平均總熱通量l 全年平均熱凈收入海域，因熱量積累，水溫應(yīng)不斷升高，反之熱凈支出海域全年平均熱凈收入海域，因熱量積累，水溫應(yīng)不斷升高，反之熱凈支出海域水溫應(yīng)不斷降低，但現(xiàn)實并非如此。雖然熱帶海區(qū)表溫比中高緯溫帶與寒帶海水溫應(yīng)不斷降低，但現(xiàn)實并非如此。雖然熱帶海區(qū)表溫比中高緯溫帶與寒帶海域明顯高，但它們的年際變化卻不大。這闡明大洋內(nèi)部必然存在自低緯向中高域明顯高，但它們的年際變化卻不大。這闡明大洋內(nèi)部必然存在自低緯向中高緯的熱量保送緯的熱量保送 大洋徑向環(huán)流大洋徑向環(huán)流 完成

9、。完成。29 鉛直方向熱輸運(yùn)Qzl 世界大洋整體的熱收支應(yīng)該相等，但部分海域、不同時段，其熱世界大洋整體的熱收支應(yīng)該相等，但部分海域、不同時段，其熱收支并不一定平衡。故海收支并不一定平衡。故海- -氣熱交換余額勢必在海洋內(nèi)部重新分配。氣熱交換余額勢必在海洋內(nèi)部重新分配。l 海洋內(nèi)部的熱交換方式由諸多要素引起，其表現(xiàn)方式是鉛直和程海洋內(nèi)部的熱交換方式由諸多要素引起，其表現(xiàn)方式是鉛直和程度方向上的熱量輸運(yùn)。度方向上的熱量輸運(yùn)。l 鉛直方向上的熱輸運(yùn)主要經(jīng)過湍流進(jìn)展，即經(jīng)過海面上風(fēng)、浪和鉛直方向上的熱輸運(yùn)主要經(jīng)過湍流進(jìn)展，即經(jīng)過海面上風(fēng)、浪和流等引起的攪動混合，把海面熱量向下保送。流等引起的攪動混合

10、，把海面熱量向下保送。l 湍流混合一年四季在任何海域都能發(fā)生，故它是海洋內(nèi)部鉛直熱湍流混合一年四季在任何海域都能發(fā)生，故它是海洋內(nèi)部鉛直熱交換的主要途徑。通常其作用多為將海水表層吸收的輻射能向海洋交換的主要途徑。通常其作用多為將海水表層吸收的輻射能向海洋深層保送。而海面有凈熱量支出的海域，往往由于降溫增密作用引深層保送。而海面有凈熱量支出的海域，往往由于降溫增密作用引起對流，結(jié)果使熱量向上保送。起對流，結(jié)果使熱量向上保送。l 海洋中的鉛直熱交換還原因于其它要素，如?？寺槲痛箫L(fēng)卷海洋中的鉛直熱交換還原因于其它要素，如?？寺槲痛箫L(fēng)卷吸作用導(dǎo)致下層冷水上涌；在升、降流海域，雖然速度很慢，僅吸

11、作用導(dǎo)致下層冷水上涌；在升、降流海域，雖然速度很慢，僅10-10-610-4m/s610-4m/s，但因年年存在，故其輸運(yùn)熱量也相當(dāng)可觀，使升、降流，但因年年存在，故其輸運(yùn)熱量也相當(dāng)可觀，使升、降流區(qū)水溫出現(xiàn)異常，等等。在研討部分海域熱平衡時，不可隨便忽視。區(qū)水溫出現(xiàn)異常，等等。在研討部分海域熱平衡時，不可隨便忽視。海洋內(nèi)部熱交換30 程度方向熱輸運(yùn)QAl 程度方向上的熱保送主要經(jīng)過海流完成，其熱輸運(yùn)量相程度方向上的熱保送主要經(jīng)過海流完成，其熱輸運(yùn)量相當(dāng)可觀。當(dāng)可觀。l 單位時間內(nèi)經(jīng)過海流垂直方向單位面積所保送的熱量單位時間內(nèi)經(jīng)過海流垂直方向單位面積所保送的熱量q=CpruT，即海流保送的熱量

12、除流速外，還與水溫高低，即海流保送的熱量除流速外，還與水溫高低有關(guān)。但影響海流經(jīng)過海區(qū)熱情況變化的關(guān)鍵不是水溫絕有關(guān)。但影響海流經(jīng)過海區(qū)熱情況變化的關(guān)鍵不是水溫絕對值之高低，而是海流方向上的水溫梯度，即對值之高低，而是海流方向上的水溫梯度，即QA=-CpruT/n，負(fù)號闡明熱量保送與溫度梯度方向相反。，負(fù)號闡明熱量保送與溫度梯度方向相反。l 整個世界大洋的海面熱平衡呈緯向帶狀分布，從而水溫整個世界大洋的海面熱平衡呈緯向帶狀分布，從而水溫分布亦類似。因此，海流在大洋中程度方向的熱保送，沿分布亦類似。因此，海流在大洋中程度方向的熱保送，沿經(jīng)向最為明顯。經(jīng)向最為明顯。海洋內(nèi)部熱交換31 海洋全熱平衡

13、l 在海面熱平衡方程根底上再思索海洋內(nèi)部的熱交換，即有在海面熱平衡方程根底上再思索海洋內(nèi)部的熱交換，即有l(wèi)Qt=Qs-QbQeQhQzQAl海洋全熱量平衡方程，適用于任何時段和部分海區(qū)的熱平衡計算。海洋全熱量平衡方程，適用于任何時段和部分海區(qū)的熱平衡計算。l 通常，方程右端各項之代數(shù)和通常，方程右端各項之代數(shù)和Qt0。Qt0時，海水凈吸熱，水溫升高；時，海水凈吸熱，水溫升高；Qt0時，海水凈放熱，水溫降低。時，海水凈放熱，水溫降低。|Qt|越大，升溫或降溫速率越快。越大，升溫或降溫速率越快。Qt 由正轉(zhuǎn)為負(fù)時的由正轉(zhuǎn)為負(fù)時的Qt=0，對應(yīng)于水溫極大值；，對應(yīng)于水溫極大值；Qt 由負(fù)轉(zhuǎn)為正時的由

14、負(fù)轉(zhuǎn)為正時的Qt=0，那，那么對應(yīng)于水溫極小值。么對應(yīng)于水溫極小值。l 設(shè)一天中的設(shè)一天中的Qb、Qe、Qh、Qz 和和QA為常量，那么為常量，那么Qt值變化取決于值變化取決于Qs變變化。通常化。通常Qs值在中午到達(dá)最大值在中午到達(dá)最大(因太陽高度大因太陽高度大)，此時，此時Qt0，且達(dá)最大值，且達(dá)最大值，水溫升高速率此時也最大；午后因太陽高度減低，水溫升高速率此時也最大；午后因太陽高度減低，Qs值減小到與方程右邊值減小到與方程右邊其他項代數(shù)和相等時，有其他項代數(shù)和相等時，有Qt0，水溫到達(dá)極大值而停頓上升。然后，太，水溫到達(dá)極大值而停頓上升。然后，太陽高度進(jìn)一步降低，陽高度進(jìn)一步降低，Qt轉(zhuǎn)

15、為負(fù)值，水溫開場降低。因此，一天中水溫最高轉(zhuǎn)為負(fù)值，水溫開場降低。因此，一天中水溫最高值時間不是中午太陽高度最大時辰，而是午后值時間不是中午太陽高度最大時辰，而是午后13 時左右。同理，水溫極時左右。同理，水溫極小值時辰發(fā)生在小值時辰發(fā)生在Qt值由負(fù)轉(zhuǎn)正之際，海洋中普通發(fā)生在凌晨。值由負(fù)轉(zhuǎn)正之際，海洋中普通發(fā)生在凌晨。海洋內(nèi)部熱交換32 海洋全熱平衡l 同樣，一年中水溫極大值不在太陽高度最大月同樣，一年中水溫極大值不在太陽高度最大月份份( (北半球北半球6 6月月) )，而是，而是8 8 月份左右，最低值那么月份左右，最低值那么出如今出如今1212月份。月份。l 研討海洋熱平衡的重要意義在于分

16、析海洋水溫研討海洋熱平衡的重要意義在于分析海洋水溫時空變化時，能把握主要矛盾。研討部分海域時，時空變化時，能把握主要矛盾。研討部分海域時，可以經(jīng)過計算熱平衡各分量，弄清制約該海域熱可以經(jīng)過計算熱平衡各分量，弄清制約該海域熱情況的主要因子。假設(shè)計算后發(fā)現(xiàn)情況的主要因子。假設(shè)計算后發(fā)現(xiàn)Qt0Qt0，且又，且又排除了計算的誤差，那就提示我們必需去研討和排除了計算的誤差，那就提示我們必需去研討和發(fā)現(xiàn)新的問題。發(fā)現(xiàn)新的問題。海洋內(nèi)部熱交換33l 海洋與外界還不斷進(jìn)展水交換，整體上，水量收支平衡，不過它與熱平衡存在質(zhì)的差別。海洋中的程度衡l 海洋熱量由外部熱源的太陽輻射輸入、并受各種過程制約達(dá)成平衡。而海

17、洋中的水量平衡那么不然，其來源及支出都在地球系統(tǒng)本身之內(nèi)進(jìn)展，故又稱水循環(huán)(海洋熱平衡不能稱為熱循環(huán))。l 海洋中的水量收支影響著鹽度的分布與變化。34 影響因子l 水收入 ：降水、徑流、融冰；水支出：蒸發(fā)、結(jié)冰。海洋中的程度衡35 影響因子l 水收入 ：降水、徑流、融冰；水支出：蒸發(fā)、結(jié)冰。海洋中的程度衡36 影響因子l 蒸發(fā)：使海洋失去熱蒸發(fā)：使海洋失去熱量的同時又失去水量。量的同時又失去水量。海洋每年失去水量海洋每年失去水量450103km3，蒸發(fā)水層，蒸發(fā)水層厚約厚約125cm。海洋中的程度衡l 各海區(qū)蒸發(fā)很不均。各海區(qū)蒸發(fā)很不均。赤道附近小，南、北副赤道附近小，南、北副熱帶最大，蒸發(fā)

18、量達(dá)熱帶最大，蒸發(fā)量達(dá)140cm，之后向高緯迅速，之后向高緯迅速減小，至兩極海海域缺減小，至兩極海海域缺乏乏10cm。37 影響因子l 降水：每年約降水：每年約415103km3，分，分布不均。赤道附近熱帶海域降水量布不均。赤道附近熱帶海域降水量最大，年平均最大，年平均180cm以上，副熱帶以上，副熱帶海域降至海域降至60cm左右，而南北兩半左右，而南北兩半球極鋒附近又顯著增多，然后向極球極鋒附近又顯著增多，然后向極方向迅速減少。方向迅速減少。l 降水量與蒸發(fā)量之間，除大于降水量與蒸發(fā)量之間，除大于50高緯海域外，其變化曲線幾乎高緯海域外，其變化曲線幾乎反位相。由于它們是海洋水量支出反位相。由

19、于它們是海洋水量支出與收入的主要影響因子，故必對海與收入的主要影響因子，故必對海洋表層鹽度的分布產(chǎn)生宏大影響。洋表層鹽度的分布產(chǎn)生宏大影響。海洋中的程度衡3.2 海水的熱量與水量平衡38影響因子l 徑流：包括地下水入海，各大洋中分布也極不均勻。注入徑徑流：包括地下水入海，各大洋中分布也極不均勻。注入徑流量最大的是大西洋，僅亞馬孫河就占全世界徑流量的流量最大的是大西洋，僅亞馬孫河就占全世界徑流量的20，另還有剛果河、密西西比河及歐洲許多河流，它們使大西洋面另還有剛果河、密西西比河及歐洲許多河流，它們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長江，但。印度洋次之。太平洋的最

20、大注入河流是長江，但不到亞馬孫河的不到亞馬孫河的1/5，因太平洋廣大，故一切陸地徑流只使其水，因太平洋廣大，故一切陸地徑流只使其水面上升面上升7cm/a。l 結(jié)冰與融冰：是海洋程度衡中的可逆過程。海冰被海水沖擊結(jié)冰與融冰：是海洋程度衡中的可逆過程。海冰被海水沖擊到陸地上使海洋失去水量，相反，陸地凍結(jié)冰的融化會使海洋到陸地上使海洋失去水量，相反，陸地凍結(jié)冰的融化會使海洋水量添加。假設(shè)陸地凍結(jié)冰全部融化流入海洋，將使海面上升水量添加。假設(shè)陸地凍結(jié)冰全部融化流入海洋，將使海面上升66m。l 結(jié)冰與融冰量目前根本平衡，但個別海域的季節(jié)不平衡情況結(jié)冰與融冰量目前根本平衡，但個別海域的季節(jié)不平衡情況仍存在。如南極大陸冰川以仍存在。如南極大陸冰川以1m/d速度向海洋推進(jìn)，斷裂入海后速度向海洋推進(jìn)，斷裂入海后構(gòu)成宏大冰山；北極海域格陵蘭島也是冰山發(fā)源地，這些冰山構(gòu)成宏大冰山；北極海域格