海洋科学导论期末复习整理(4)

Tw＜Ta时，由于大气向海洋传导热量，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，甚至发生凝结，以致蒸发停止。

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。

实际海洋中，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。

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。

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。

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)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，交换机制同前。

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，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。

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10％。 Qh/Qe有时称为鲍恩比，是计算海洋热平衡的重要参数。

(Qs-Qb)为通过海面进入海水的净辐射量，25°N~20°S 间最大，然后随纬度增高急剧减少。 蒸发耗热量Qe的量级与(Qs-Qb)相当，在中、高纬度的变化趋势也极为相似，但在低纬热带海区，因湿度大，蒸发量明显低于副热带海区，故蒸发耗热Qe呈双峰分布。

海-气感热交换Qh 随纬度变化不大，且量值较小

各热收支分量合成

——热平衡余项Qt，变化显著。23°N～18°S热带海域Qt>0，海水有净的热收入；南北中、高纬海域Qt<0，海水有净的热支出。

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←大洋径向环流完成。

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。

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。

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。

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。

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10-6~

10-4m/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。

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。

单位时间内通过海流垂直方向单位面积所输送的热量q=Cp·r·u·T，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之高低，而是海流方向上的水温梯度，即QA=-Cp·r·u· T/ n，负号说明热量输送与温度梯度方向相反。

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，沿经向最为明显。

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-Qb±Qe±Qh±Qz±QA

——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。

通常，方程右端各项之代数和Qt≠0。Qt＞0时，海水净吸热，水温升高；Qt＜0时，

海水净放热，水温降低。|Qt|越大，升温或降温速率越快。Qt 由正转为负时的Qt=0，对应于水温极大值；Qt 由负转为正时的Qt=0，则对应于水温极小值。

设一天中的Qb、Qe、Qh、Qz 和QA为常量，则Qt值变化取决于Qs变化。通常

Qs值在中午达到最大(因太阳高度大)，此时Qt＞0，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，Qs值减小到与方程右边其他项代数和相等时，有Qt＝0，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，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1~3 时左右。同理，水温极小值时刻发生在Qt值由负转正之际，海洋中一般发生在凌晨。

同样，一年中水温极大值不在太阳高度最大月份(北半球6月)，而是8 月份左右，

最低值则出现在1~2月份。

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，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Qt≠0，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。

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)。

海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化。

水收入 ：降水、径流、融冰；水支出：蒸发、结冰

世界大洋温度、盐度和密度的分布及其变化，是海洋科学的最基本内容。它几乎与

所有的海洋现象都有密切联系。

宏观上看，世界大洋中温、盐和密度场的基本特征是，表层大致沿纬向呈带状分布，

即东-西方向上量值差异相对小；而经向即南-北方向上的变化却十分显著。在铅直方向上，基本呈层化状态，且随深度增加其水平差异逐渐缩小，至深层其温、盐、密的分布均匀。它们在铅直方向的变化相对水平方向上要大得多，因为大洋水平尺度比其深度要大几百倍至几千倍。

世界大洋2月和8月表温分布具如下共同特点：

1) 等温线分布沿纬线大致呈带状，40°S 以南海域几乎与纬度圈平行，冬季明显于夏季，这与太阳辐射的纬度变化密切相关。

2) 冬、夏季最高温度均出现在赤道附近海域，西太平洋和印度洋近赤道海域达28～29℃，位置在7°N 左右，称为热赤道。

由赤道向两极水温逐渐降低，极圈附近降至0℃；在极地冰盖之下，温度接近对应盐度下的冰点，如南极冰架下曾记录-2.1℃。

两半球副热带到温带，特别是北半球，等温线偏离带状分布，在大洋西部向极地弯曲，大洋东部则向赤道方向弯曲，此格局造成大洋西部水温高于东部。在亚北极海区，水温分布与上述特点恰恰相反， …… 此处隐藏：2395字，全部文档内容请下载后查看。喜欢就下载吧 ……