热与水收支平衡学习教案

会计学1热与水收支平衡热与水收支平衡第一页，共39页。2l 海洋热量来自太阳辐射能，几乎全部通过海海洋热量来自太阳辐射能，几乎全部通过海- -气界面到达气界面到达(dod)(dod)海洋海洋。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；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，在研究极小尺度的海洋空间时则另当别论。研究极小尺度的海洋空间时则另当别论。l 世界大洋的平均温度在几十世界大洋的平均温度在几十 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，这种收支平衡主要通过海面进行。洋获得的热量与失去的热量相同，这种收支平衡主要通过海面进行。l 通过海面热收支的主要因子有：太阳辐射通过海面热收支的主要因子有：太阳辐射(Qs)(Qs)、海面有效回辐射、海面有效回辐射(Qb)(Qb)、蒸发或凝结潜热、蒸发或凝结潜热(Qe)(Qe)及海气间的感热交换及海气间的感热交换(Qh)(Qh)，即，即 l Qw=Qs-Qb Qw=Qs-QbQeQeQh Qh l Qw Qw 为通过海面的热收支余项，整体、长期而言应为通过海面的热收支余项，整体、长期而言应Qw=0Qw=0，但局部、短时，但局部、短时则则Qw0Qw0。QwQw0 0，海水获热；，海水获热；QwQw0 0，海洋失热。，海洋失热。海面海面(himin)热热收支收支 海面(himin)热平衡方程第1页/共39页第二页，共39页。3 太阳辐射(ti yn f sh)Qs海面(himin)热收支l太阳辐射能太阳辐射能QsQs：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量(nngling)(nngling)约为约为5.55.51024J1024J，相当于人类全，相当于人类全年消耗各种能源年消耗各种能源的的8.78.7万倍。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。第2页/共39页第三页，共39页。44105 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(bchng)(米)波长(bchng)波谷(bg)波峰第3页/共39页第四页，共39页。5第4页/共39页第五页，共39页。6海面(himin)热平衡方程vhebsQQQQQQ 式中 sQ为到达并进入海面的太阳(tiyng)总辐射（又称有效太阳(tiyng)辐射）bQ为海面有效(yuxio)回辐射（又称海面净长波辐射）eQ为蒸发或凝结潜热hQ为海气间感热交换Q为海面热量收支平衡余项2mW各项单位均为vQ为平流热输送第5页/共39页第六页，共39页。7地表(dbio)吸收Qs=51太阳(tiyng)散射30大气(dq)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海面热收支第6页/共39页第七页，共39页。8sinh)1)(7.01(0SIIACQQ271376mWmmm0IQmSAIQ第7页/共39页第八页，共39页。9第8页/共39页第九页，共39页。10l 太阳辐射通过大气时，紫外线能量绝大部分被臭氧吸收，红外线能量被大气太阳辐射通过大气时，紫外线能量绝大部分被臭氧吸收，红外线能量被大气中的水汽、中的水汽、CO2 CO2 等部分吸收，另部分能量又被大气中的分子、微粒等散射，而其等部分吸收，另部分能量又被大气中的分子、微粒等散射，而其中一部分也可到达海洋。故射达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两中一部分也可到达海洋。故射达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两部分之和。部分之和。l 辐射能量最大的波长与辐射体表面绝对温度成反比辐射能量最大的波长与辐射体表面绝对温度成反比( (恩维定律恩维定律) )，故太阳最强，故太阳最强波长波长l=2898mmK/6100K=0.475mml=2898mmK/6100K=0.475mm，属短波辐射，对应于可见光的青光波段。，属短波辐射，对应于可见光的青光波段。l 到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度H(H(太太阳光线与地球观测点的切线之间的夹角阳光线与地球观测点的切线之间的夹角) )有关有关(yugun)(yugun)。到达海面的太阳辐射又。到达海面的太阳辐射又有部分被反射到大气中去。有部分被反射到大气中去。l 一年中，低纬海区的太阳辐射要大于高纬海区；在一天内，中午前后的太阳一年中，低纬海区的太阳辐射要大于高纬海区；在一天内，中午前后的太阳辐射要大于早、晚。辐射要大于早、晚。太阳辐射(ti yn f sh)第9页/共39页第十页，共39页。11l 太阳辐射总量在一月或一年中的分布变化，对太阳辐射总量在一月或一年中的分布变化，对整个世界大洋水温的分布与变化有极大的影响。整个世界大洋水温的分布与变化有极大的影响。l北半球夏季北半球夏季(6(6月月) )，太阳高度随纬度增加而变低，太阳高度随纬度增加而变低，海洋所受太阳辐射能随纬度增高而减少，但其，海洋所受太阳辐射能随纬度增高而减少，但其日照时间却加长，两者的辐射量相反，故总辐射日照时间却加长，两者的辐射量相反，故总辐射量的纬度差异不显著，即梯度量的纬度差异不显著，即梯度(t d)(t d)较小。较小。l北半球冬季北半球冬季(12(12月月) )，太阳高度随纬度增高迅速，太阳高度随纬度增高迅速变低，北极圈内甚至出现变低，北极圈内甚至出现2424小时黑夜，即无日照小时黑夜，即无日照，两者共同作用使辐射总量随纬度增高迅速减少，两者共同作用使辐射总量随纬度增高迅速减少，赤道至高纬之间辐射量梯度，赤道至高纬之间辐射量梯度(t d)(t d)很大。辐很大。辐射量的这种冬夏变化是导致北半球大洋水温南北射量的这种冬夏变化是导致北半球大洋水温南北方向的梯度方向的梯度(t d)(t d)冬季大于夏季的主要原因。冬季大于夏季的主要原因。 海面(himin)热收支 太阳辐射(ti yn f sh)Qs第10页/共39页第十一页，共39页。12年平均太阳辐射l 总辐射量最大值出现在副热带海域，这与太阳高度大、同时又与副热带高压区云量少直接相关。赤道海域因云量较多而减少了辐射量，而高纬海区尽管夏季总辐射量最大值出现在副热带海域，这与太阳高度大、同时又与副热带高压区云量少直接相关。赤道海域因云量较多而减少了辐射量，而高纬海区尽管夏季(xij)辐射量大，但因冰雪融化，消耗大量热量，故水温仍然很低，年中变幅不大。辐射量大，但因冰雪融化，消耗大量热量，故水温仍然很低，年中变幅不大。海面(himin)热收支 太阳辐射(ti yn f sh)Qs第11页/共39页第十二页，共39页。13 海面(himin)有效回辐射Qbl 海洋在吸收太阳辐射海洋在吸收太阳辐射(ti yn f sh)同时，也向大气辐射能量，世界大洋表温平均同时，也向大气辐射能量，世界大洋表温平均17.4，称长波辐射。，称长波辐射。l 海面长波辐射之大部为大气之水汽和海面长波辐射之大部为大气之水汽和CO2吸收，连同大气吸收太阳辐之能量，同时也以长波形式向四周辐射，向上部分进入太空，向下部分称为大气回辐射，几乎全部被海洋吸收。所谓海面有效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射吸收，连同大气吸收太阳辐之能量，同时也以长波形式向四周辐射，向上部分进入太空，向下部分称为大气回辐射，几乎全部被海洋吸收。所谓海面有效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射(长波长波)之差。之差。l大气均温大气均温13.7，比海面温度低，海面长波辐射量值大于大气回辐射，交换结果恒为海洋失去热量。，比海面温度低，海面长波辐射量值大于大气回辐射，交换结果恒为海洋失去热量。l适合于西北太平洋及我国近海的计算公式：适合于西北太平洋及我国近海的计算公式：海面(himin)热收支为空气水汽压；其中，云遮系数aawabekTkCeTQ)20(005. 059. 0)(76. 3)1)(005. 039. 0(94. 0324第12页/共39页第十三页，共39页。14蒸发(zhngf)耗热Qel 海面蒸发使海水变成水汽，海洋海面蒸发使海水变成水汽，海洋(hiyng)部部分热量以潜热形式进入大气；水汽凝结时又将分热量以潜热形式进入大气；水汽凝结时又将热量释放出来，但几乎全部留在大气中，故蒸热量释放出来，但几乎全部留在大气中，故蒸发只能使海洋发只能使海洋(hiyng)耗热。耗热。l 海洋海洋(hiyng)每年蒸发掉约每年蒸发掉约125cm 厚海水，厚海水，蒸发潜热很大，约占世界大洋辐射平衡热盈余蒸发潜热很大，约占世界大洋辐射平衡热盈余的的90。海面(himin)热收支第13页/共39页第十四页，共39页。15 蒸发(zhngf)耗热Qel 蒸发速率与近海面水汽铅直梯度成比例。贴海面水汽量通常视为饱和，其上部水汽量蒸发速率与近海面水汽铅直梯度成比例。贴海面水汽量通常视为饱和，其上部水汽量越少越有利于水汽向上扩散，使蒸发得以继续进行。故上部气层铅直方向的水汽压差，越少越有利于水汽向上扩散，使蒸发得以继续进行。故上部气层铅直方向的水汽压差，是维持海水蒸发的先决条件。是维持海水蒸发的先决条件。l 海面水温海面水温Tw与近海面气温与近海面气温Ta之差与蒸发速率有着密切关系。之差与蒸发速率有着密切关系。TwTa时，海洋时，海洋(hiyng)向大气传导热量，使近海面气温升高，发生热力对流，将水汽源源向上输送，向大气传导热量，使近海面气温升高，发生热力对流，将水汽源源向上输送，作为补偿，水汽量少、温度低的上部空气下沉至海面；与此同时，海面降温、增密下沉作为补偿，水汽量少、温度低的上部空气下沉至海面；与此同时，海面降温、增密下沉，而下层的相对高温水升至海面。此过程维持海气温差持续存在，故，而下层的相对高温水升至海面。此过程维持海气温差持续存在，故TwTa引起的海引起的海气热力对流过程使蒸发不断地进行。气热力对流过程使蒸发不断地进行。l TwTa时，由于大气向海洋时，由于大气向海洋(hiyng)传导热量，使近海面气温降低，气层层结稳定传导热量，使近海面气温降低，气层层结稳定，同时海面升温，也产生稳定层结。由于近海面水汽不能迅速地向上输送，甚至发生凝，同时海面升温，也产生稳定层结。由于近海面水汽不能迅速地向上输送，甚至发生凝结，以致蒸发停止。结，以致蒸发停止。l 沿岸近海春末夏初的海雾，即为暖空气流过冷海面所致。秋末冬初正好相反，是一年沿岸近海春末夏初的海雾，即为暖空气流过冷海面所致。秋末冬初正好相反，是一年中蒸发最强季节。中蒸发最强季节。海面(himin)热收支第14页/共39页第十五页，共39页。16蒸发(zhngf)耗热Qel 实际实际(shj)海洋中，风对蒸发过程起巨大促进作用。海上风常以湍海洋中，风对蒸发过程起巨大促进作用。海上风常以湍流形式存在，极大地加强海气间热传导，同时将近海面水汽迅速外流形式存在，极大地加强海气间热传导，同时将近海面水汽迅速外输，加快蒸发。另，风致海浪，又增大了蒸发面，波浪破碎还直接输，加快蒸发。另，风致海浪，又增大了蒸发面，波浪破碎还直接将海水输向大气。将海水输向大气。l 大洋蒸发速率不均，且季节变化。赤道海域蒸发量较小，因为空大洋蒸发速率不均，且季节变化。赤道海域蒸发量较小，因为空气相对湿度大、风速小；高纬度海区气温低、水汽容纳量小，故蒸气相对湿度大、风速小；高纬度海区气温低、水汽容纳量小，故蒸发量也小；副热带海区和信风带，空气干燥、气温高、风速大，故发量也小；副热带海区和信风带，空气干燥、气温高、风速大，故蒸发量大；特别在大西洋湾流区和太平洋黑潮区，蒸发量出现极大蒸发量大；特别在大西洋湾流区和太平洋黑潮区，蒸发量出现极大值，其原因是暖流北上到该海域，水温远高于气温，尤其冬季又盛值，其原因是暖流北上到该海域，水温远高于气温，尤其冬季又盛行偏北风，所以蒸发特别强烈。行偏北风，所以蒸发特别强烈。l 季节上，一般冬季大于夏季，因为冬季水温高于气温，空气层结季节上，一般冬季大于夏季，因为冬季水温高于气温，空气层结不稳定，且冬季风速较大。不稳定，且冬季风速较大。海面(himin)热收支第15页/共39页第十六页，共39页。17感热交换Qhl 海洋表温和气温一般不相等，故两者间还可由热传导形式海洋表温和气温一般不相等，故两者间还可由热传导形式( (显热显热) )交换热量，此即感热交换。其交换过程受制于海面风速和海交换热量，此即感热交换。其交换过程受制于海面风速和海- -气温差气温差，交换机制同前。，交换机制同前。l 不同海区、季节的海不同海区、季节的海- -气感热交换有明显差别。冬季盛行寒冷气流气感热交换有明显差别。冬季盛行寒冷气流，出现较大向上热通量，特别在湾流、黑潮经过的中、高纬海域；夏，出现较大向上热通量，特别在湾流、黑潮经过的中、高纬海域；夏季感热交换通常相当小；而在寒流及上升流区可出现向下热通量。季感热交换通常相当小；而在寒流及上升流区可出现向下热通量。l 世界大洋通过感热交换向大气输送的热量，相当于辐射平衡热盈世界大洋通过感热交换向大气输送的热量，相当于辐射平衡热盈余的余的1010。l Qh/Qe Qh/Qe有时称为有时称为(chn wi)(chn wi)鲍恩比，是计算海洋热平衡的重要参鲍恩比，是计算海洋热平衡的重要参数。数。海面(himin)热收支第16页/共39页第十七页，共39页。18年平均(pngjn)太阳辐射通量第17页/共39页第十八页，共39页。19年平均有效(yuxio)回辐射（长波）通量)(44asbTTQ第18页/共39页第十九页，共39页。20年平均(pngjn)潜热通量13/1072. 29 .2502kgJtLw第19页/共39页第二十页，共39页。21年平均(pngjn)感热通量第20页/共39页第二十一页，共39页。22 海面(himin)热收支随纬度的变化l (Qs-Qb) (Qs-Qb)为通过海面进入海水的净辐射量，为通过海面进入海水的净辐射量，2525N20N20S S 间最大，然后随纬间最大，然后随纬度增高急剧度增高急剧(jj)(jj)减少。减少。海面(himin)热收支l 蒸发耗热量蒸发耗热量Qe的的量级与量级与(Qs-Qb)相当，相当，在中、高纬度的变在中、高纬度的变化趋势也极为相似化趋势也极为相似，但在低纬热带海，但在低纬热带海区，因湿度大，蒸区，因湿度大，蒸发量明显低于副热发量明显低于副热带海区，故蒸发耗带海区，故蒸发耗热热Qe呈双峰分布。呈双峰分布。第21页/共39页第二十二页，共39页。23 海面热收支(shu zh)随纬度的变化l 各热收支分量各热收支分量(fn (fn ling)ling)合成合成l热平衡余项热平衡余项QtQt，变化显著。变化显著。2323N N1818S S热带海域热带海域Qt0Qt0，海水有净的热收入；南海水有净的热收入；南北中、高纬海域北中、高纬海域Qt0Qt0，海水有净的热支出。海水有净的热支出。海面(himin)热收支l 海海- -气感热交换气感热交换Qh 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。第22页/共39页第二十三页，共39页。24On the real earth:Warm (air)Cold (air)Convection !EquatorNorth PolePoleEquatorA single cell 第23页/共39页第二十四页，共39页。25第24页/共39页第二十五页，共39页。26EquatorNorth Pole30o60oHadley Cells (1935)Equator60o N60o S30o N30o SNorthPoleSouthPole第25页/共39页第二十六页，共39页。27第26页/共39页第二十七页，共39页。28海面(himin)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域明显高，但它们的年际变化却不大。这说明(shumng)大洋内部必然存在自低纬向中高纬的热量输送大洋内部必然存在自低纬向中高纬的热量输送 大洋径向环流大洋径向环流 完成。完成。第27页/共39页第二十八页，共39页。29 铅直(qinzh)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，其热收支并不一定平衡。故海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- -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平方向上的热量输运。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。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、浪和流等引起的搅动混合，把海面热量向下输送。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混合，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交换的主要途径。通常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(tngchng)(tngchng)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，往往由于降温增密作用引起对流，结果使热量向上输送。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，往往由于降温增密作用引起对流，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，如埃克曼抽吸和大风卷吸作用导致下层冷水上涌；在升、降流海域，尽管速度很慢，仅海洋中的铅直热交换还起因于其它因素，如埃克曼抽吸和大风卷吸作用导致下层冷水上涌；在升、降流海域，尽管速度很慢，仅10-610-4m/s10-610-4m/s，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。，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。海洋(hiyng)内部热交换第28页/共39页第二十九页，共39页。30 水平(shupng)方向热输运QAl 水平方向上的热输送主要通过海流完成，其热输运量相当水平方向上的热输送主要通过海流完成，其热输运量相当可观。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=CpruT，即海流输送的热量除流速外，还与水温高低有，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对值关。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，即之高低，而是海流方向上的水温梯度，即QA=-CpruT/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 整个世界大洋整个世界大洋(dyng)的海面热平衡呈纬向带状分布，从的海面热平衡呈纬向带状分布，从而水温分布亦相似。因此，海流在大洋而水温分布亦相似。因此，海流在大洋(dyng)中水平方向中水平方向的热输送，沿经向最为明显。的热输送，沿经向最为明显。海洋(hiyng)内部热交换第29页/共39页第三十页，共39页。31 海洋(hiyng)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lQt=Qs-QbQeQhQzQAl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时时，海水净放热，水温降低。，海水净放热，水温降低。|Qt|越大，升温或降温速率越大，升温或降温速率(sl)越快。越快。Qt 由正转为负时由正转为负时的的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，则对应于水温极小值。，则对应于水温极小值。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。通常变化。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，水温升高速率，且达最大值，水温升高速率(sl)此时也最大；午后因太阳高度减低，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他项代数和相等时，值减小到与方程右边其他项代数和相等时，有有Qt0，水温达到极大值而停止上升。然后，太阳高度进一步降低，水温达到极大值而停止上升。然后，太阳高度进一步降低，Qt转为负值转为负值，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，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，而是午后午后13 时左右。同理，水温极小值时刻发生在时左右。同理，水温极小值时刻发生在Qt值由负转正之际，海洋中一般发值由负转正之际，海洋中一般发生在凌晨。生在凌晨。海洋(hiyng)内部热交换第30页/共39页第三十一页，共39页。32 海洋(hiyng)全热平衡l 同样，一年中水温极大值不在太阳高度最大月份同样，一年中水温极大值不在太阳高度最大月份( (北半北半球球6 6月月) )，而是，而是8 8 月份左右，最低值则出现在月份左右，最低值则出现在1212月份。月份。l 研究海洋热平衡的重要研究海洋热平衡的重要(zhngyo)(zhngyo)意义在于分析海洋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，可水温时空变化时，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，弄清制约该海域热状况的主要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。如果计算后发现因子。如果计算后发现Qt0Qt0，且又排除了计算的误差，且又排除了计算的误差，那就提醒我们必须去研究和发现新的问题。那就提醒我们必须去研究和发现新的问题。海洋(hiyng)内部热交换第31页/共39页第三十二页，共39页。33l 海洋与外界还不断(bdun)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(hiyng)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(jnxng)，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。第32页/共39页第三十三页，共39页。34 影响(yngxing)因子l 水收入 ：降水、径流、融冰；水支出：蒸发(zhngf)、结冰。海洋(hiyng)中的水平衡第33页/共39页第三十四页，共39页。35 影响(yngxing)因子l 水收入(shur) ：降水、径流、融冰；水支出：蒸发、结冰。海洋(hiyng)中的水平衡第34页/共39页第三十五页，共39页。36 影响(yngxing)因子l 蒸发：使海洋蒸发：使海洋(hiyng)失去失去热量的同时又失去水量。海洋热量的同时又失去水量。海洋(hiyng)每年失去水量每年失去水量450103km3，蒸发水层厚约，蒸发水层厚约125cm。海洋(hiyng)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。第35页/共39页第三十六页，共39页。37 影响(yngxing)因子l 降水：每年约降水：每年约415103km3，分，分布不均。赤道附近热带海域降水量布不均。赤道附近热带海域降水量最大，年平均最大，年平均180cm以上，副热带以上，副热带海域降至海域降至60cm左右，而南北两半左右，而南北两半球极锋附近又显著增多，然后向极球极锋附近又显著增多，然后向极方向迅速减少方向迅速减少(jinsho)。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(hiyng)中的水平衡3.2 海水的热量与水量平衡第36页/共39页第三十七页，共39页。38影响(yngxing)因子l 径流：包括地下水入海，各大洋中分布也极不均匀。注入径流量最大径流：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，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西西比河及欧洲许多河流，它们使大西洋面上升23cm/a。印度洋次之。印度洋次之。太平洋的最大注入河流是长江，但不到亚马孙河的太平洋的最大注入河流是长江，但不到亚马孙河的1/5，因太平洋宽广，因太平洋宽广，故所有陆地径流只使其水面上升，故所有陆地径流只使其水面上升7cm/a。l 结冰与融冰：是海洋水平衡中的可逆过程。海冰被海水冲击到陆地上结冰与融冰：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水量增加。若陆地使海洋失去水量，相反，陆地冻结冰的融化会使海洋水量增加。若陆地冻结冰全部冻结冰全部(qunb)融化流入海洋，将使海面上升融化流入海洋，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仍存在。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。如南极大陆冰川以如南极大陆冰川以1m/d速度向海洋推进，断裂入海后形成巨大冰山；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，这些冰山终将融化，对局部海域水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。平衡影响不容忽视。海洋(hiyng)中的水平衡第37页/共39页第三十八页，共39页。39 水量平衡(pnghng)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lq=P+R+M+Ui-E-F-Uoq=P+R+M+Ui-E-F-Uol式中：式中：P-P-降水、降水、R-R-陆地径流、陆地径流、M-M-融冰、融冰、E-E-蒸发、蒸发、F-F-结冰、结冰、UiUi和和Uo-Uo-分别分别(fnbi)(fnbi)为海流混合使海洋获得和失去的水量，为海流混合使海洋获得和失去的水量，q-q-研究海域在某时段内水研究海域在某时段内水量交换之盈余量交换之盈余(q(q0)0)或亏损或亏损(q(q0)0)。l 大洋整体的大洋整体的F F和和M M是可逆过程，相互抵消，是可逆过程，相互抵消，UiUi和和UoUo也应相等，故简化为也应相等，故简化为q=Pq=PR-ER-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响；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，可视在封闭环流海域内，可视Ui=UoUi=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。布即大陆径流、蒸发和降水是决定世界大洋水量平衡的三个基本因子。布迪科迪科(1974)(1974)计算世界大洋总平均的计算世界大洋总平均的R=12cm/aR=12cm/a、P=114cm/aP=114cm/a、E=126cm/aE=126cm/a，故，故q=0q=0。海洋(hiyng)中的水平衡第38页/共39页第三十九页，共39页。